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INFLUENCIA DE LOS PROCESOS DE METEORIZACIÓN EN LA ESTRUCTURA DEL
SUELO Y LA ESTABILIDAD DE TALUDES
DAVID ERNESTO AGUDELO BENAVIDES
PONTIFICIA UNIVERSIDAD JAVERIANA
FACULTAD DE INGENIERÍA
DEPARTAMENTO DE INGENIERÍA CIVIL
BOGOTÁ, COLOMBIA
DICIEMBRE DE 2012
__________________________________
FIRMA
_________________________
FECHA
INFLUENCIA DE LOS PROCESOS DE METEORIZACIÓN EN LA ESTRUCTURA DEL
SUELO Y LA ESTABILIDAD DE TALUDES
DAVID ERNESTO AGUDELO BENAVIDES
PONTIFICIA UNIVERSIDAD JAVERIANA
FACULTAD DE INGENIERÍA
DEPARTAMENTO DE INGENIERÍA CIVIL
BOGOTÁ, COLOMBIA
DICIEMBRE DE 2012
INFLUENCIA DE LOS PROCESOS DE METEORIZACIÓN EN LA ESTRUCTURA DEL
SUELO Y LA ESTABILIDAD DE TALUDES
TRABAJO DE GRADO PARA OPTAR AL TÍTULO DE INGENIERO CIVIL
DAVID ERNESTO AGUDELO BENAVIDES
DIRECTOR
CARLOS EDUARDO RODRÍGUEZ PINEDA
INGENIERO CIVIL, PhD, MG, MSc, DIC
PONTIFICIA UNIVERSIDAD JAVERIANA
FACULTAD DE INGENIERÍA
DEPARTAMENTO DE INGENIERÍA CIVIL
BOGOTÁ, COLOMBIA
DICIEMBRE DE 2012
REGLAMENTO DE LA PONTIFICIA UNIVERSIDAD JAVERIANA
Art. 23 de la resolución No. 13 del 6 de Julio de 1964
―La Universidad no se hace responsable por los conceptos emitidos por sus alumnos en sus trabajos de tesis. Solo velará porque no se publique nada contrario al dogma y la moral católica y porque las tesis no contengan ataques o polémicas puramente personales; antes bien, se ve en ellas el anhelo de buscar la verdad y la justicia‖.
AGRADECIMIENTOS.
A mis padres que me dieron la grandiosa oportunidad de estudiar en esta Universidad y
por lo tanto, sin la colaboración de ellos, éste trabajo nunca se hubiera desarrollado, a mis
compañeros por su grandiosa colaboración en el desarrollo de este trabajo.
Al Ingeniero Carlos Eduardo Rodríguez, director de éste trabajo por su guía, consejos y
llamados de atención, sin los cuales, no hubiera terminado nunca este trabajo de grado, y
en especial, por su confianza depositada en mi para el desarrollo de éste documento.
En especial a Oscar Caballero, colega y gran amigo que me guio con muchos y muy
grandes consejos y aportes al desarrollo de éste proyecto de grado, en especial por su
tiempo, paciencia y gran colaboración no sólo en este trabajo sino en toda la carrera.
Hubo un tiempo sin forma, una fusión
de basalto mordida de cristales Con certeza hubo un río, un mar antiguo,
donde rodó la piedra. También hubo un sismo, y otro sismo Ahora cumplirá, en la mano cerrada,
La forma prometida. Así, exacta,
se modeló la piedra
José Saramago
(En: “Piedra corazón”, de: “Piedra de Luna”)
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 9 de 220 Tabla de contenido
TABLA DE CONTENIDO
TABLA DE CONTENIDO ................................................................................................................................. 9
ÍNDICE DE TABLAS ...................................................................................................................................... 12
ÍNDICE DE GRÁFICAS .................................................................................................................................. 14
1 INTRODUCCIÓN ................................................................................................................................. 18
1.1 OBJETIVOS ....................................................................................................................................... 22
1.1.1 GENERAL: .................................................................................................................................... 22
1.1.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS: ............................................................................................................ 22
2 METEORIZACIÓN EN ROCAS .............................................................................................................. 23
2.1 PROCESOS Y TIPOS DE METEORIZACIÓN ..................................................................................................... 27
2.1.1 Minerales comúnmente resultantes ........................................................................................... 33
2.1.2 Meteorización química ............................................................................................................... 34
2.1.3 Meteorización física o mecánica ................................................................................................ 44
2.1.4 Fracturamiento por relajación de esfuerzos ............................................................................... 49
2.1.5 Meteorización Biológica ............................................................................................................. 49
2.2 PERFILES DE METEORIZACIÓN ................................................................................................................. 52
2.2.1 Clasificación de Hong Kong ......................................................................................................... 53
2.2.2 Clasificación de Dearman ........................................................................................................... 53
2.3 SUELOS RESIDUALES .............................................................................................................................. 54
2.3.1 Clasificación de suelos residuales ............................................................................................... 56
2.3.2 Duracretos .................................................................................................................................. 73
2.3.3 Saprolito ..................................................................................................................................... 76
2.3.4 Clasificación geotécnica formal de los suelos residuales sugerida por (Hoyos, 2004) ................ 77
2.3.5 Estructuras heredadas ................................................................................................................ 81
2.3.6 Suelos residuales especiales ....................................................................................................... 96
2.4 FACTORES QUE CONTROLAN LOS PROCESOS DE METEORIZACIÓN .................................................................... 99
David E Agudelo B
Página 10 de 220 Tabla de contenido
2.4.1 Exógenos ................................................................................................................................... 100
2.4.2 Endógenos ................................................................................................................................ 106
2.5 TASAS DE METEORIZACIÓN ................................................................................................................... 108
3 PROPIEDADES FÍSICAS Y MECÁNICAS DE SUELOS RESIDUALES ........................................................ 117
3.1 ESTRUCTURA DE LOS SUELOS RESIDUALES ................................................................................................ 117
3.1.1 Textura ...................................................................................................................................... 117
3.1.2 Fábrica ...................................................................................................................................... 119
3.2 RESISTENCIA AL CORTANTE ................................................................................................................... 121
3.2.1 Variación de la resistencia al cortante ...................................................................................... 123
3.3 RESISTENCIA DE SUELOS RESIDUALES Y SAPROLITOS ................................................................................... 127
3.4 FACTORES QUE AFECTAN EL COMPORTAMIENTO ESFUERZO-DEFORMACIÓN .................................................... 129
3.4.1 Historia de esfuerzos................................................................................................................. 129
3.4.2 Resistencia de los granos o partículas ...................................................................................... 129
3.4.3 Unión y cementación entre partículas (Microestructura) ......................................................... 130
3.4.4 Alteración o Remoldeo.............................................................................................................. 131
3.4.5 Las estructuras heredadas y discontinuidades (Macro Estructura) .......................................... 133
3.4.6 La anisotropía ........................................................................................................................... 134
3.4.7 La humedad .............................................................................................................................. 135
3.5 LA SUCCIÓN ...................................................................................................................................... 136
Influencia de la saturación parcial en los esfuerzos efectivos................................................................ 140
3.6 COMPRESIBILIDAD .............................................................................................................................. 142
3.7 CEDENCIA ......................................................................................................................................... 151
3.8 RELACIÓN DE VACÍOS .......................................................................................................................... 154
3.9 COMPACTACIÓN ................................................................................................................................ 160
3.10 PERMEABILIDAD ................................................................................................................................ 162
4 DESLIZAMIENTOS EN SUELOS RESIDUALES ...................................................................................... 167
4.1 FACTORES QUE LOS CONDICIONAN Y PRODUCEN LA FALLA........................................................................... 168
4.1.1 Efectos de la meteorización ...................................................................................................... 169
4.1.2 Factores que condicionan el comportamiento.......................................................................... 171
4.2 FACTORES QUE CONTROLAN LOS DESLIZAMIENTOS EN SUELOS RESIDUALES ..................................................... 178
4.2.1 Factores geológicos .................................................................................................................. 180
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Página 11 de 220 Tabla de contenido
4.2.1.3 FALLAS ........................................................................................................................................ 182
4.2.2 Clasificación De Los Movimientos En Masa .............................................................................. 188
4.3 ANÁLISIS SISTÉMICO DE LA ESTABILIDAD DE TALUDES EN SUELOS RESIDUALES (ANEXO) ................................... 205
5 CONCLUSIONES ............................................................................................................................... 210
6 REFERENCIAS ................................................................................................................................... 212
David E Agudelo B
Página 12 de 220 Índice de Tablas
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 2.1. Velocidad relativa de la escala de Polynov (1937) (Hudson, 1995). ............................................ 24
Tabla 2.2 Estabilidad relativa según la formación mineralogía de la roca (Hunt, 2007). ............................. 29
Tabla 2.3 resumen de los principales procesos de meteorización química (MClennan, 1995). ................... 42
Tabla 2.4 Resistencia de algunas rocas MPa (Duque, 2003). ...................................................................... 47
Tabla 2.5 Clasificación de Hong Kong (Suárez J. , 2009). ............................................................................. 53
Tabla 2.6 Clasificación de la asociación de conservación de los suelos de USA, (Hunt, 2007). .................... 60
Tabla 2.7 Clasificación FAO, (Hoyos, 2004). ................................................................................................ 63
Tabla 2.8 Equivalentes aproximados de varias clasificaciones de suelos residuales tropicales (Hoyos, 2004)
.......................................................................................................................................................... 67
Tabla 2.9 Sistema de clasificación de los suelos residuales (Wesley & Irfan, 1997). ................................... 71
Tabla 2.10 minerales /cristales típicos presentes en los duracretos (Selby, 1993) ...................................... 75
Tabla 2.11 Clasificación Formal de los suelos residuales (Hoyos, 2004). ..................................................... 77
Tabla 2.12 Ejemplo de variación de algunas propiedades de la Dolerita y de la Granodiorita dependiendo
el grado de meteorización (Price D. G., 2008). ................................................................................... 84
Tabla 2.13 Propiedades típicas de los suelos tropicales lateríticos (Hoyos, 2004). ..................................... 98
Tabla 2.14 Propiedades típicas de las arcillas tropicales negras (Hoyos, 2004). .......................................... 99
Tabla 2.15 factores tenidos en cuenta para el cálculo de la velocidad de meteorización en diferentes
lugares (Duan, Hao, Xie, Zhoua, & Yea, 2002). ................................................................................ 113
Tabla 2.16 tasas de Meteorización para diferentes tipos de suelos (Duan, Hao, Xie, Zhoua, & Yea, 2002) 115
Tabla 2.17 Estabilidad electroquímica para diferentes tipos de suelos (Macías, Rodríguez, Camps, Camps,
& Barreal, 2005). ............................................................................................................................. 116
Tabla 3.1 cambio de propiedades debido al remoldeo (Mirchell & Soga, 2005) ....................................... 132
Tabla 3.2 Ensayos de corte directo sobre suelos anisotropicos (Sandroni 1985 en Fookes, 1985) ............ 134
Tabla 3.3 escala de succión (Bujang, Toll, & Prasad, 2012). ...................................................................... 136
Tabla 3.4 Esfuerzos de cedencia observados en suelos residuales (Hoyos, 2004). ................................... 153
Tabla 3.5 Valores típicos de relación de vacíos de suelos residuales brasileños (Sandroni 1985b en Hoyos,
2004). .............................................................................................................................................. 154
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Página 13 de 220 Índice de Tablas
Tabla 3.6 Porosidad y permeabilidad de algunas rocas y suelos (Selby, 1993). ........................................ 163
Tabla 3.7 permeabilidad relativa, resistencia relativa y RQD para perfiles de rocas igneas y metamórficas
(Hunt, 2007) .................................................................................................................................... 164
Tabla 3.8 Coeficiente de permeabilidad de algunos suelos residuales (Wesley L. , 2009) ......................... 166
David E Agudelo B
Página 14 de 220 Índice de Gráficas
ÍNDICE DE GRÁFICAS
Gráfica 1.1. Tipos de deslizamiento en suelos residuales (Deere & Patton, 1971). ..................................... 21
Gráfica 2.1 Energía en función de la activación. (http://www.kalipedia.com/fisica-
quimica/tema/reacciones-quimicas/energia-calor-
reaccion.html?x=20070924klpcnafyq_120.Kes&ap=0 el día 27/08/2012). ......................................... 24
Gráfica 2.2 Serie de Bowen
http://www.efn.uncor.edu/departamentos/GeoBas/GeoGral/Clase%20de%20rocas%20iGNEAS.pdf
EL 28/08/2012 .................................................................................................................................... 26
Gráfica 2.3 representación esquemática del proceso de meteorización química (Geological Society
Engineering Group Working Party Report, 1995) ............................................................................... 30
Gráfica 2.4 procesos de meteorización. ..................................................................................................... 32
Gráfica 2.5 Diagrama ternario de (A-CN-K) y (A-CNK-FM), (MClennan, 1995). ............................................ 33
Gráfica 2.6 Disolución de una Halita en agua (Thompson & Turk, 1997). ................................................... 36
Gráfica 2.7 Etapas del proceso de meteorización (Suárez J. , 2009) ............................................................ 37
Gráfica 2.8 Diagrama climático de regiones e intensidad de varios tipos de meteorización (Hunt, 2007) .. 39
Gráfica 2.9 Resistencia a la meteorización y la intensidad de lixiviación para varios tipos (grupos) de
minerales en los suelos Ejemplos de procesos químicos (Randall, 2005). .......................................... 42
Gráfica 2.10 Procesos de meteorización Física (Geological Society Engineering Group Working Party
Report, 1995)..................................................................................................................................... 44
Gráfica 2.11 Fracturas debidas a ciclos de expansión y contracción debida a la temperatura (Tarbuck &
Lutgens, 2005). .................................................................................................................................. 46
Gráfica 2.12 Grietas debidas al crecimiento de raíces (Thompson & Turk, 1997) ....................................... 51
Gráfica 2.13 Horizontes de meteorización, Perfil general de un suelo. El espesor, presencia y composición
de los horizontes varía en función del tipo de suelo y las condiciones climática (SEMERNAT, 2007). 52
Gráfica 2.14 Perfil de meteorización de Dearman (1995 en Hoyos, 2004) .................................................. 54
Gráfica 2.15 Localización de las zonas tropicales y áreas tibias, en las cuales los suelos residuales son muy
comunes (Suárez J. , 2009). ................................................................................................................ 55
Gráfica 2.16 variación de los perfiles en suelos residuales (Wesley L. , 2009) ........................................... 58
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Página 15 de 220 Índice de Gráficas
Gráfica 2.17 Perfiles de meteorización de diferentes tipos de roca y diferentes condiciones ambientales
(Vallejo, 2002). .................................................................................................................................. 59
Gráfica 2.18 Representación gráfica de la clasificación de los suelos de la asociación de conservación de los
suelos de USA, el símbolo del sol representa el clima donde se forman los suelos y el reloj de arena
representa el tiempo de formación (Hunt, 2007). .............................................................................. 62
Gráfica 2.19 Muestreo típico de un suelo proveniente de rocas ígneas (Suárez J. , 2009). ......................... 82
Gráfica 2.20 Perfil de meteorización en materiales de origen Ígneo – Metamórfico (Suárez J. , 2009). ...... 83
Gráfica 2.21 Perfil típico de andesita (Blight, Wardle, & Fourie, 1997). ...................................................... 86
Gráfica 2.22 Formación de suelos derivados de cenizas volcánicas (Suárez J. , 2009). ................................ 88
Gráfica 2.23 Evolución de las lutitas desde su formación (Suárez J. , 2009). ............................................... 91
Gráfica 2.24 Niveles freáticos suspendidos en la estratificación de lutitas y areniscas (Suárez J. , 2009). ... 92
Gráfica 2.25 Perfil general de meteorización en materiales de origen sedimentario (Suárez J. , 2009)....... 93
Gráfica 2.26 Formación de lateritas por corrientes de agua ocasional (Wesley L. , 2009). ......................... 97
Gráfica 2.27 Formación de mantos en áreas de estabilidad tectónica y bajo relieve. Este esquema muestra
una relación entre los factores climáticos, vegetación, y profundidad de meteorización, y los
horizontes predominantes (Selby 1993). ........................................................................................ 102
Gráfica 2.28 Perfiles de meteorización de diferentes tipos de roca y diferentes condiciones ambientales
(Blyth & Freitas, 2003). .................................................................................................................... 103
Gráfica 2.29 Diagrama esquemático para relacionar la profundidad y grado de meteorización (Hoyos,
2004). .............................................................................................................................................. 104
Gráfica 2.30 superficie especifica (González C. A., 2012) .......................................................................... 107
Gráfica 2.31 El examen de las lapidas revela la velocidad de meteorización química en diversos tipos de
roca (Tarbuck & Lutgens, 2005) ....................................................................................................... 109
Gráfica 2.32 Perfiles de la mina Cachoeira Brasil (Oliveira & Vasconcelos, 2005). .................................... 111
Gráfica 3.1 Elementos de la textura en un suelo residual (Blight, Wardle, & Fourie, 1997) ..................... 118
Gráfica 3.2 Sistema de fábrica en un suelo residual (Suárez J. , 1998). ..................................................... 119
Gráfica 3.3 Variación de cohesión y el ángulo de fricción dentro de una discontinuidad por el aumento de
la humedad y de la presión de poros (Massey & Pang, 1988) .......................................................... 124
Gráfica 3.4 envolvente real de falla para suelos residuales de granitos (Suárez F. , 1980). ....................... 126
Gráfica 3.5 Forma de deslizamiento de las partículas en suelos residuales granulares, como en los granitos
(Budhu, 2000). ................................................................................................................................. 126
Gráfica 3.6 Angulo de fricción en materiales residuales de arenisca (Sowers G. F., 1981). ....................... 128
David E Agudelo B
Página 16 de 220 Índice de Gráficas
Gráfica 3.7 Angulo de fricción en materiales residuales de Lutitas (Sowers G. F., 1981). .......................... 128
Gráfica 3.8 Ángulo de fricción en materiales de origen volcánico (Sowers G. F., 1981) ............................ 129
Gráfica 3.9 esquema de la relación de vacíos debidos a la meteorización (Geological Society Engineering
Group Working Party Report, 1995). ............................................................................................... 130
Gráfica 3.10 Suelo altamente sensible (Mirchell & Soga, 2005) ................................................................ 131
Gráfica 3.11 Efecto del secado en los límites de Atterberg para algunos suelos (Morin & Todor, 1975) ... 136
Gráfica 3.12 succión como función del tamaño del poro (Bujang, Toll, & Prasad, 2012). .......................... 137
Gráfica 3.13 Representación de las relaciones entre succión en el suelo (pF) y contenido de humedad
(Bujang, Toll, & Prasad, 2012). ......................................................................................................... 138
Gráfica 3.14 prueba en odómetros con succión de 0 y 50 KPa en 24 horas (Bilotta, Foresta, & Migliaro,
2005). .............................................................................................................................................. 142
Gráfica 3.15 Resultados de ensayos de edómetro presión y relación de vacíos (Wesley L. , 2009). .......... 144
Gráfica 3.16 Ensayo de edómetro para una arcilla altamente sobre consolidada (Wesley L. , 2009). ....... 147
Gráfica 3.17 Presión aparente de consolidación (a) observado en el edómetro (b) influencia en la
resistencia al cortante en condición drenada en el ensayo de corte directo (Vargas, 1974). ............ 148
Gráfica 3.18 Esfuerzos de cedencia observados en ensayos en suelos residuales (a) suelos residuales; (b)
suelo residual de basalto (Vaughan, 1985) ..................................................................................... 149
Gráfica 3.19 Ensayos triaxiales no drenados en suelos residuales derivados de basalto, (Hoyos, 2004). .. 150
Gráfica 3.20 Cedencia en ensayos triaxiales de laboratorio mostrados en gráficos en escalas aritmética y
logarítmica. (a)-(c) ensayos de compresión con drenaje en suelos derivados de basalto. (d) ensayos
con relación de esfuerzos constante, k = 0.45 en suelo derivado de gneis (Hoyos, 2004). ............... 152
Gráfica 3.21 Estado de la relación de vacíos-esfuerzo de un suelo residual asociado a los estados posibles
de un suelo deestructurado (Hoyos, 2004). ..................................................................................... 156
Gráfica 3.22 Relación entre el índice de compresión, Ccs, y la relación inicial de vacíos, eo (Wallace 1973;
Lacerda y otros. 1985 en Hoyos, 2004). ........................................................................................... 157
Gráfica 3.23. Perfil de neis meteorizado en la presa Guri, Venezuela, en términos de la relación de vacíos
(tomado de Prusza y otros. 1983 en Hoyos, 2004). .......................................................................... 159
Gráfica 3.24 resultados de ensayos de corte triaxial a suelos residuales de areniscas (Wesley L. , 2009). 160
Gráfica 3.25 Índice de compacidad para arcillas y arenas (Wesley L. , 2009). ........................................... 162
Gráfica 3.26 Las capas de roca permeable ayudan a la meteorización (MClennan, 1995). ....................... 165
Gráfica 4.1 Procesos de deterioro en macizos rocosos (Suárez J. , 1998). ................................................. 174
Gráfica 4.2 Esquema general de cárcava de erosión. Piping, (Suárez J. , 1998). ........................................ 176
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 17 de 220 Índice de Gráficas
Gráfica 4.3 Deslizamientos en suelos residuales de calizas, (Suárez J. , 2009). ......................................... 182
Gráfica 4.4 Deslizamientos en intercalaciones de areniscas y lutitas, (Suárez J. , 2009). .......................... 183
Gráfica 4.5 Fallas en los materiales de origen volcánico (Suárez J. , 2009) ............................................... 184
Gráfica 4.6 Deslizamientos en intercalaciones de arcillolitas y areniscas, con estratificación horizontal
(Suárez J. , 2009). ............................................................................................................................. 185
Gráfica 4.7 Influencia de los bloques de gran tamaño en un talud de suelo residual (Suárez J. , 2009). ... 186
Gráfica 4.8 Efecto de las discontinuidades en la falla de los taludes (Suárez J. , 1998). .......................... 188
Gráfica 4.9 Caídos de bloques por gravedad en roca fracturada (Suárez J. , 1998). .................................. 189
Gráfica 4.10 Caídos de bloques rodando (Suárez J. , 1998). ...................................................................... 189
Gráfica 4.11 Algunos mecanismos de falla de caídos (Suárez J. , 1998). ................................................... 190
Gráfica 4.12 Esquema de caídos de roca y residuos (Suárez J. , 1998). ..................................................... 192
Gráfica 4.13 Volteo o inclinación en materiales residuales (Suárez J. , 1998). .......................................... 192
Gráfica 4.14 Proceso de falla al volteo (Suárez J. , 1998). ......................................................................... 193
Gráfica 4.15 El volteo puede generar un desmoronamiento (Suárez J. , 1998). ........................................ 193
Gráfica 4.16 Esquema de un proceso de reptación (Suárez J. , 1998). ...................................................... 194
Gráfica 4.17 Deslizamientos en suelos blandos (Suárez J. , 1998). ............................................................ 195
Gráfica 4.18 Deslizamiento rotacional típico (Suárez J. , 1998). ................................................................ 196
Gráfica 4.19 Efectos de la estructura en la formación de deslizamientos a rotación (Suárez J. , 1998). .... 197
Gráfica 4.20 Deslizamiento de translación tipo, (Suárez J. , 1998). ........................................................... 199
Gráfica 4.21 Deslizamientos en taludes verticales de suelos aluviales (Wesley L. D., 1998) ..................... 200
Gráfica 4.22 Esquema de un esparcimiento lateral (Suárez J. , 1998). ...................................................... 201
Gráfica 4.23 Flujos de diferentes velocidades Suárez (1998). ................................................................... 204
Gráfica 4.24 Análisis sistémico. Ejemplo de ubicación de los elementos en la matriz ............................... 206
Gráfica 4.25 Análisis sistémico. Ejemplo de interrelación de los elementos en la matriz ......................... 207
Gráfica 4.26 Esquema de la estructura de Análisis Sistémico ................................................................... 209
David E Agudelo B
Página 18 de 220 Introducción
1 INTRODUCCIÓN
Bien es conocido que el desarrollo de la mecánica del suelo y de la geotecnia, se ha
basado en gran medida en los aportes de académicos en zonas templadas como Europa
y América; allí se plantearon inicialmente de manera, sistemática los problemas básicos y
fueron propuestos los principios de la mecánica del suelo. Las condiciones de clima
predominantes en esas latitudes son tales que los suelos residuales son en la práctica
inexistentes y el objeto de estudio y de práctica de profesionales en geotecnia se reduce a
los depósitos sedimentarios recientes; por el contrario en la zona intertropical los suelos
residuales producto de la meteorización in situ de los materiales, puede alcanzar decenas
o centenas de metros en algunas localidades. Por circunstancias como esta es necesario
el estudio y la aplicación de una geotecnia especial para estos suelos, de no hacerlo
conduciría a un desfase entre la teoría y la práctica.
En el caso de los suelos residuales tropicales las necesidades de desarrollo teórico y
experimental resulta del hecho de que las características y propiedades de estos últimos
difieren de los suelos de las zonas templadas al punto que aun las clasificaciones
aceptadas USCS, AASHTO, HRB y muchos de los ensayos normalizados por la ASTM, o
sus homologas europeas, BSI, DIN. Estas no son apropiadas en la práctica geotécnica
cuando se trata de estos tipos de suelos, ya que su comportamiento depende en gran
medida de su estructura, formada durante el proceso de meteorización. Esa
característica, propia de los suelos residuales que, a diferencia de los suelos
transportados, no pueden ser caracterizados y clasificados con base en su granulometría
y plasticidad, exige revisar los procedimientos de investigación del subsuelo y de ensayos
de laboratorio y los criterios de análisis y de diseño geotécnicos (Hoyos, 2004), debido a
que en el comportamiento para este tipo de suelos entran a hacer parte importante
características como el tipo de meteorización, el mineral del que proviene la roca entre
otros.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 19 de 220 Introducción
Por lo anterior y por otros motivos, la descripción y la clasificación de las rocas
meteorizadas para propósitos de ingeniería han estado sujetas a debate desde el mismo
estudio de la geología, varios grupos de ingeniería de la sociedad geológica han abordado
el problema, y sin embargo la falta de concordancia entre clasificaciones adoptadas se
presta para cierta confusión, por ello se presentan las clasificaciones junto con la
descripción de los procesos de meteorización a lo largo del presente documento. Además
se presentan conceptos básicos como procesos de meteorización, tasas de
meteorización, efectos debido a la meteorización, las clasificaciones de meteorización y el
propósito de todo lo anterior en aplicado en la ingeniería. Algunos aspectos serán de gran
importancia para entender a fondo la meteorización y algunos otros aspectos de interés
particular para la ingeniería. Entre otros se presenta: El régimen climático y su afectación
en las diferentes litologías, las fallas debido a la meteorización, la dificultad que la
clasificación supone para ciertos tipos de rocas débiles y se presentan tablas para dar
mayor la claridad a las clasificaciones planteadas debido por ejemplo a la terminología
usada, la clasificación de diferentes autores que se basan en criterios personales por
simple observación o criterios de resistencia (Geological Society Engineering Group
Working Party Report, 1995).
Con el fin de reunir ciertos criterios, se presenta en este documento las contribuciones y
recomendaciones que se establecieron en abril de 1994 en la Universidad de Leeds
donde aproximadamente 50 importantes delegados en áreas del conocimiento afines a la
geotecnia y geología participaron para redactar un documento con el cual se reúnen los
términos que al día de hoy se vienen usando para la descripción y la clasificación de la
gran variedad de rocas meteorizadas (Geological Society Engineering Group Working
Party Report, 1995). Gracias a la información que se tiene de la experiencia de diversos
autores, cada vez que se presenta una misma situación, se puede dar una solución por
medio de la información obtenida. Esta información ya se encuentra en diferentes
artículos y ahora lo se debe hacer es recompilarla y organizarla; Por ejemplo, en una
masa rocosa heterogénea que está conformada por materiales de diferentes resistencias,
esta sólo puede ser analizada por la experiencia y el conocimiento particular de la región,
por tanto ya no sería necesario un análisis particular para los problemas que se presenten
recurrentemente, ya que esta se puede trasladar a otros proyectos, (Anon, 1995), debido
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Página 20 de 220 Introducción
a que la meteorización conduce al deterioro de la calidad de la masa de roca en relación
con la resistencia y los módulos de deformación. La descomposición a su vez, incrementa
el potencial de ciertos modos de falla. En forma similar, las características hidrogeológicas
son más complejas en el suelo residual que en la roca parental. Cuando el perfil del suelo
contiene estructuras heredadas y materiales débiles, es mucho más frecuente que
ocurran problemas de erosión interna.
Cuando una masa de talud es isotrópica, la forma de la superficie de falla posee una
tendencia de superficie circular a logarítmica. Sin embargo, en las rocas blandas y en los
suelos residuales, el talud puede tender a fallar a lo largo de las discontinuidades o
superficies de debilidad, generándose superficies de falla no circulares, (Suárez J. , 2009),
a continuación en la Gráfica 1.1 se pueden observar los tipos de deslizamientos que
suelen ocurrir en los suelos residuales, para 4 diferentes tipos de suelo, allí mismo se
muestra por cual zona y la forma por donde suele fallar, todo esto depende del tipo de
meteorización que este suelo haya sufrido, del tipo de roca parental del cual provenga el
suelo, de la estructura que el suelo tenga. Por ejemplo en (A) presenta una falla
superficial donde la zona superior del suelo residual falla sobre por encima de la roca
meteorizada. Comúnmente entre los materiales IA y IB, por los cuales ocurre el
deslizamiento como resultado de un incremento en la presión de poros debida a periodos
de lluvia intensa, este deslizamiento también se produce cuando las zonas IA y IB no son
lo suficientemente resistentes para mantener la misma inclinación de la pendiente como
los materiales inferiores.
Con el fin de dar mayor claridad y entendimiento del comportamiento mecánico de los
suelos, este proyecto de grado apunta a establecer las relaciones que existen entre los
factores geológicos y geomorfológicos y la estabilidad de los taludes en suelos residuales,
como primera medida se propone recopilar la información a la fecha y organizar la
información de una manera simplificada, posteriormente apoyándose en un análisis
sistémico de los diferentes aspectos que controlan el comportamientos de los suelos
meteorizados donde se analiza la influencia de los diferentes factores y así brindar
mejores herramientas de análisis al momento de enfrentar inestabilidades en este tipo de
materiales.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 21 de 220 Introducción
Gráfica 1.1. Tipos de deslizamiento en suelos residuales (Deere & Patton, 1971).
Para entender la influencia que ejercen los procesos de meteorización en la estructura del
suelo y la estabilidad de los taludes en estos suelos este documento se organizará de la
siguiente manera:
En el primer capítulo se encuentra una pequeña introducción con el fin de mostrar la
necesidad de realizar este trabajo.
En el segundo capítulo se explica la meteorización en rocas, los diferentes procesos de
meteorización (química, física y biológica), los factores que controlan los procesos de
meteorización tanto internos como externos al suelo mismo, la velocidad con la que se da
la meteorización, los perfiles y la clasificación. Posteriormente se muestran los suelos
residuales junto con su clasificación.
Una vez se termina el segundo capítulo con todo lo referente a los factores se pasa al
tercer capítulo donde se distinguen las propiedades físicas y mecánicas que rigen
mayormente estos tipos de suelos. Propiedades como: la estructura, cohesión, ángulo de
fricción interna, la envolvente de falla, y los comportamientos de esfuerzo-deformación,
David E Agudelo B
Página 22 de 220 Introducción
posteriormente una caracterización de los suelos residuales, cual es la influencia de la
succión en el comportamiento, la influencia de la textura, fábrica y la estructura en estos
suelos, la resistencia al cortante, la compresibilidad, la compactación y la permeabilidad.
En el cuarto capítulo se analizan las características como: la estratificación, las diaclasas,
foliaciones, fallas, intrusiones y enfocar estas en la estabilidad de taludes y entender qué
efectos debido a la meteorización ocurren a pequeña y a gran escala. Con el fin de
entender qué factores condicionan la estabilidad y los distintos mecanismos de falla.
En el quinto capítulo tendrá conclusiones para finalizar con las referencias en el sexto
capítulo.
1.1 OBJETIVOS
1.1.1 GENERAL:
Analizar la influencia de factores geológicos y geomorfológicos en la
inestabilidad de taludes de suelos residuales
1.1.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS:
Establecer un marco teórico del origen, meteorización y estructura de los suelos residuales
Estimar la relación o relaciones entre la microestructura, macro estructura y fabrica de los suelos residuales
Estimar como la microestructura, macro-estructura y la fábrica condicionan procesos de inestabilidad en los suelos residuales.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 23 de 220 Meteorización en rocas
2 METEORIZACIÓN EN ROCAS
La meteorización o interperismo en geología, es el proceso de desintegración física y
química de los materiales sólidos en o cerca de la superficie de la Tierra, bajo la acción de
los agentes atmosféricos (Monkhouse, 1960), La meteorización es un proceso natural,
progresivo e irreversible, que conduce inevitablemente a la destrucción del material, esto
es debido a la tendencia natural de las sustancias a equilibrarse (hablando en términos
fisico-químicos) con el medio ambiente en que se encuentran, lo cual implica que se
disparen procesos de transformación, que son denominados procesos de deterioro, que
operan con mayor o menor velocidad, (Casco, 2007). La intensidad de estos procesos
depende de la diferencia entre la energía de formación y la energía a la cual está
actualmente expuesta la roca.
La facilidad de iniciar y propagar una reacción química depende de: 1) El tipo de enlace
que presenten las sustancias en la reacción, 2) Proximidad de las partículas, lo que está
íntimamente relacionado con el tamaño de las partículas, su forma, el grado de mezcla y
el tipo de contacto, 3) La disponibilidad de suficiente energía para iniciar la reacción, lo
que se muestra esquemáticamente en la Gráfica 2.1. La velocidad de reacción puede
aumentar de varias formas, por ejemplo disminuyendo la energía de reacción en
presencia de un catalizador, o disminuyendo la diferencia de energía entre los reactivos,
por ejemplo aumentando la temperatura o aumentando el contacto (disminuyendo
distancia) entre los reactivos, lo que se puede hacer por presión.
Como se puede ver en al Gráfica 2.1, para que haya reacción química, debe haber un
delta de energía que se gaste en ese proceso químico; ese delta de energía lo da la
diferencia de energía entre la energía de formación de la roca y la energía del medio
ambiente.
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Página 24 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.1 Energía en función de la activación. (http://www.kalipedia.com/fisica-quimica/tema/reacciones-quimicas/energia-calor-
reaccion.html?x=20070924klpcnafyq_120.Kes&ap=0 el día 27/08/2012).
La facilidad de transformarse o liberar minerales o iones de la roca, depende
principalmente de la estabilidad de los iones, la cual se puede evaluar con la escala de
Polynov que se muestra en la Tabla 2.1. Por ejemplo uno de los iones más inestable es el
Cl (el menos estable), por esto mismo es el más fácil de desaparecer en los suelos, por el
contrario de los iones más estables son Fe, Al y Si. Por esto mismo son los que más
difíciles de desaparecer en los suelos producto de meteorización y muy presentes en los
suelos residuales, (Selby, 1993).
Tabla 2.1. Velocidad relativa de la escala de Polynov (1937) (Hudson, 1995).
Cl SO4 Ca Na Mg K Si02 Fe2O3 Al2O3
500 285 15 12 6,5 6 1 0,2 0,1
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 25 de 220 Meteorización en rocas
Es importante aclarar que el orden más conocido de la escala de Polynov es este, pero la
única invariable en la regla es que Ca, Mg Na, y K son menos estables que el Al, Si, y Fe
(Selby, 1993).
En la escala de Polynov los de iones menos estables (izquierda) a iones más estables a la
(derecha) por lo tanto la lixiviación del cloro (Cl) es más 500 veces más veloz que el
dióxido de silicio (SiO2), así mismo la lixiviación del óxido de aluminio es 10 veces más
lenta que la del dióxido de silicio (SiO2) Las sales solubles que se remueven por
lixiviación incluyen los carbonatos, bicarbonatos, cloruros, sulfatos, nitratos y nitratos. La
remoción progresiva de ellos sigue el orden indicado en la serie de POLYNOV, de
velocidad relativa o facilidad de remoción por lixiviación.
Según Berner and Berner (1996) esta es la susceptibilidad de los minerales a la
meteorización química en orden descendente.
Halíta
Yeso-anhidrita
Piríta
Calcita
Dolomita
Vidrio volcánico
Olivino
Ca-plagioclasa
piroxenos
Ca-Na plagioclasa
Anfíboles
Na-plagioclasa
Biotita
K-feldespato
Moscovita
Esmecíta
Cuarzo
Caolinita
Gibbsíta, hematíta, goetíta
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Página 26 de 220 Meteorización en rocas
La meteorización está íntegramente relacionada con los minerales, estos poseen ciertas
características que los hacen más o menos resistente al proceso de meteorización o
alteración, de allí la importancia que tiene la serie de meteorización de Goldich, (Selby,
1993) (equivalente a la serie de de Bowen), debido a que esta nos permitirá determinar
dicha resistencia. Esta serie determina la susceptibilidad a la meteorización de minerales
silicatos y se fundamenta en el concepto de que los minerales formados a mayor
temperatura y presión son menos estables frente a agentes de meteorización, por lo que
el orden es similar al que da la serie de cristalización de Bowen, ver Gráfica 2.2.
(Rodríguez C. E., 2012).
Gráfica 2.2 Serie de Bowen http://www.efn.uncor.edu/departamentos/GeoBas/GeoGral/Clase%20de%20rocas%2
0iGNEAS.pdf EL 28/08/2012
Los de mayor energía de formación son los que se forman a una mayor temperatura, por
el contrario cuando la formación es de una menor temperatura, la energía para su
formación es menor.
La meteorización puede liberar la energía de esfuerzos acumulada en el suelo y
desarrollar fracturas, independientemente de cualquier cambio en el estado de esfuerzos.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 27 de 220 Meteorización en rocas
Las nuevas fracturas pueden ampliarse debido a los esfuerzos internos inducidos por
cambios de temperatura o por cambios de volumen relacionados con la descomposición
química. La formación de nuevos minerales y el debilitamiento general del material, puede
conducir al colapso por el peso propio de los materiales (Suárez J. , 2009).
2.1 Procesos y tipos de meteorización
La meteorización Puede definirse como la descomposición de la roca in situ (Blight,
Wardle, & Fourie, 1997), es un proceso estático por el cual la roca se rompe en pequeños
fragmentos, se disuelve, se descompone, se forman nuevos minerales, obteniendo así la
remoción y el transporte de detritus en la etapa siguiente que vendría a ser la erosión. La
meteorización entonces, al reducir la consistencia de las masas pétreas, abre el camino a
la erosión y además a la creación del suelo. Los procesos de meteorización se pueden
dividir en dos procesos principalmente: la desintegración que es un proceso físico o
mecánico, y la descomposición que es un proceso de alteración químico. Dentro de los
procesos químicos cercanos a la superficie de la tierra encontramos los procesos
biológicos, que tienen un efecto químico significativo que lleva a la meteorización de la
roca especialmente en climas con temperaturas tropicales que meteorizan la roca bajo
características diferentes (Ollier, 1984) .Otros autores como Price D (1995) consideran
este proceso biológico como un tercer proceso de transformación de las rocas, que
alteran la roca química y volumétricamente.
De acuerdo con Small (1982, en Hunt, 2007) la distinción entre la meteorización física y
química es de alguna manera arbitraria; en casi todas las situación no actúan por
separado, sino que casi siempre se refuerzan mutuamente, cuando una roca se quiebra
por un mecanismo meramente mecánico posteriormente llega el agua a actuar alterando
químicamente los mineral a lo largo de la grieta; o en casos contrarios cuando en una
grieta entra agua y esta se congela la expansión por la congelación es un mecanismo
mecánico que actúa en dichas grietas produciendo esfuerzos a nivel microscópico donde
los procesos de actividad química y física ya no se pueden diferenciar.
En ambientes tropicales, dominados por temperaturas altas y cambiantes y por lluvias
abundantes, la meteorización de los materiales es muy fuerte, caracterizándose por la
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Página 28 de 220 Meteorización en rocas
descomposición rápida de feldespatos y minerales ferromagnesianos, la concentración de
óxidos de hierro y aluminio permanece y la remoción de Sílice y de las bases Na2O -
K2O- CaO y MgO desaparecen (Gidigasu, 1972). Los feldespatos se meteorizan
inicialmente a Caolinita, Óxidos de Hierro y Óxidos de Aluminio y los compuestos más
resistentes como las partículas de mica y cuarzo permanecen, todo esto en concordancia
con la estabilidad de los iones (ver Tabla 2.1).
La meteorización de rocas y cenizas volcánicas conducen a la formación de
Montmorillonitas, Aloysitas, óxidos de hierro y aluminio en las etapas iniciales de la
meteorización y finalmente se pueden formar Caolinitas, Esmectitas y Gibsitas (González
& Jiménez, 1981). En la Tabla 2.2 se muestran algunas rocas que contienen sales (NaCl),
calcita la cual contiene Cal (CaSO4) y Yeso que contiene sulfato de calcio hidratado
(CaSO4 -2H2O), estas se disuelven fácilmente en agua, especialmente en presencia de
CO2, acelerando el proceso de meteorización.
A medida que el proceso de meteorización continúa los contenidos de Caolinita
disminuyen y se alteran los demás compuestos a Fe2O3 y Al2 O3. Existen
investigaciones que demuestran la disminución de los contenidos de Caolinita, con el
aumento del promedio anual de lluvias (Lohnes y Demirel, 1973 en Hunt, 2007).
A continuación en la Tabla 2.2 se muestra la estabilidad relativa según la formación
mineralogía de la roca. El tipo de roca y su meteorización está ligado al mineral y la
estabilidad de este. En la anterior tabla se muestran la estabilidad relativa que a su vez
está ligada a la estabilidad previamente mencionada en la Serie de Bowen. Por ejemplo,
un mineral del grupo de los hidratos de Aluminio cuyo mineral principal sea la caolinita es
de los minerales arcillosos más estables.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 29 de 220 Meteorización en rocas
Tabla 2.2 Estabilidad relativa según la formación mineralogía de la roca (Hunt, 2007).
Grupo Mineral Estabilidad Relativa
Silicatos Feldespato
Ortoclasa
(hidróxido de potasio)
Mayor presencia de feldespato
Plagioclasa (cal
sodada) Se meteoriza a Caolinita
Micas
Muscovita (mica
blanca) Meteoriza a illita
Biotita (mica
oscura) Facilmente altera a vermiculita, aparición de
betas de hierro
Anfiboles
(hornoblendas) Persiste
Piroxinos (augita) Menos presencia de hornblenda. Se
descompone a montmorillonita
Olivino Se descompone fácilmente a montmorillonita
Óxido Cuarzo óxidos de
hierro Más estable: ligeramente soluble
Hematita Relativamente inestable
Limonita Estable; producto de alteración de otros óxidos
de hierro
Carbonatos Calcita Fácilmente soluble
Dolomita Menos soluble que la Calcita
Sulfatos Yeso Más soluble que la calcita
Hidratos de aluminio
Kaolinita La arcilla más estable
lllita Altera a Caolinita o montmorillonita
Silicatos ( arcilla minerales)
Vermiculita Producto de alteración de clorita y biotita. Altera
a Caolinita o montmorillonita
Montmorillonita Altera a Caolinita
Clorito La menos estable de las arcillas minerales
Alter fácilmente a cualquiera o todos los demás.
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Página 30 de 220 Meteorización en rocas
A continuación en la Gráfica 2.3 se muestra un ejemplo de algunos procesos de
meteorización química presentes debidos a la acción de la lluvia en el suelo, (Geological
Society Engineering Group Working Party Report, 1995).
Gráfica 2.3 representación esquemática del proceso de meteorización química (Geological Society Engineering Group Working Party Report, 1995)
Los factores trascendentales de la meteorización química son la lluvia junto con la
temperatura. Las rocas sufren una alta susceptibilidad y la meteorización química está en
función de estos factores, de la composición mineralógica y la textura así como la
frecuencia de fracturas, el tamaño del grano y el aumento de la porosidad, por
consiguiente incrementa la permeabilidad. Estos factores se pueden apreciar claramente
en la Gráfica 2.3 donde se muestra al agua lluvia caer y penetrar al suelo, esta produce
un efecto de solución que es poderosa en términos de remoción de iones de los
minerales. Ejemplo de esto es la halita y otras rocas como la evaporita y el yeso que son
solubles en agua pura (Kirkpatrick, 1980). Otras soluciones débiles pueden atacar
ampliamente estas rocas meteorizables.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 31 de 220 Meteorización en rocas
Las raíces de las plantas producen dióxido de carbono (carbonatación) promoviendo
procesos de alteración como la oxidación de materia orgánica y también se produce una
acción microbiológica que aumenta la concentración de gases de dióxido de carbono en el
suelo promoviendo la meteorización donde hay capas de suelo orgánico.
Los carbonatos son susceptibles a estas soluciones, donde a una mayor escala contiene
vacíos significativos. Otros minerales, como los sulfuros incluyendo la pirita, están sujetos
a la oxidación directa bajo la presencia de agua, que conlleva a la producción de
soluciones acidas, promoviendo la reducción de sulfatos y bacterias acidófilas (que
desarrolla preferencia por un medio ácido) que remueven algunos minerales que actúan
como cementantes, lo que conlleva al debilitamiento de la fábrica y aumentando la
porosidad, Por ejemplo la anhidrita y las arcillas que están dentro de los grupos de
minerales que sufren hidrataciones y deshidrataciones que conllevan a la formación de
cavernas y encogimientos en el volumen. La mayoría de los minerales de Silicato son
susceptibles a hidrolisis que con la presencia de agua carbonatada, y soluciones de
agua con bajo pH promueven la meteorización de rocas metamórficas particularmente a
mayor temperatura y mayor densidad como el olivino y en la augita, que son susceptibles
a este tipo de meteorización.
Procesos de humedecimiento y secado en climas cálidos conlleva a la remoción de
cationes y minerales como el silicato en minerales arcillosos, particularmente los que son
propensos a la cristalización interna con tendencias expansivas que conllevan a la
reducción de densidad y resistencia.
La presencia de una alta estabilidad iónica y una solución coloidal podrían aumentar la
pérdida de cementantes en los horizontes de meteorización, por ejemplo la fatiga de
minerales arcillosos que llevan a una formación de lateritas o bauxita, ejemplo de esto
son las decoloraciones que sufre el suelo comúnmente asociado con café, rojo, o amarillo
ferroso, separando capas y marcando discontinuidades. (Geological Society Engineering
Group Working Party Report, 1995).
Estos procesos no sólo dependen de la presencia de agua, requieren cierto
abastecimiento de reactivos para que se den los procesos de meteorización química los
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Página 32 de 220 Meteorización en rocas
cuales dependiendo del tipo de reacción, además una cantidad alta de agua hace que no
se diluya y no se produzca el ataque sobre minerales porque se genera una barrera
protectora a los procesos químicos. Procesos que algunas veces son reactivados debido
a la canalización de aguas subterráneas, (Geological Society Engineering Group Working
Party Report, 1995).
Para mayor claridad acerca de los tipos de meteorización en la Gráfica 2.4 se ilustran con
los tipos y procesos de meteorización, los cuales se explican en los siguientes numerales.
Gráfica 2.4 procesos de meteorización.
Met
eori
zaci
ón
Química
Disolución
Solución
Carbonatación
Alteración
Oxidación
Hidratación
Hidrolisis
Física
Termoclastia
Gelifracción
Hidroclastia
Haloclastia
Corrosión
Biológica
Bioturbación
Disolución
Intercambio Catiónico
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 33 de 220 Meteorización en rocas
2.1.1 Minerales comúnmente resultantes
La Gráfica 2.5 se muestra un diagrama ternario de fracciones molares de (A-CN-K) y (A-
CNK-FM)
Dónde: A: Al2O3 C: CaO (en fracción de silicato) N: Na2O K: K2O F: FeO M: MgO
Las flechas indican la dirección del cambio mineralógico que presentan las rocas al ser
meteorizadas. Como se puede observar dichos cambios tienden a llegar a 3 minerales
principalmente: Kaolinita, Gibsita y Clorita.
Hay que tener en cuenta que estos minerales son los más comunes, pero son sólo una
fracción de los minerales presentes en lá tierra, de igual forma se presentan algunos tipos
de roca típicos, y hay mayor presencia de agua donde está sombreado.
Gráfica 2.5 Diagrama ternario de (A-CN-K) y (A-CNK-FM), (MClennan, 1995).
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Página 34 de 220 Meteorización en rocas
2.1.1.1 Caolinita
Los suelos con caolinita como mineral de arcilla presentan un comportamiento normal en
los ensayos, en términos de baja a media plasticidad y permeabilidad. El efecto del
aumento de humedad sobre las propiedades del suelo generalmente no es significativo.
2.1.1.2 Montmorillonita
Los materiales con contenidos apreciables de Montmorillonita poseen muy alta plasticidad
y baja permeabilidad. El efecto del aumento de humedad puede resultar en una
disminución importante de la resistencia al cortante y aumento del volumen. La
Montmorillonita tiene un alto nivel de reacción con el cemento y la cal.
2.1.1.3 Halloysita
Al aumentar la humedad de una Halloysita puede disminuir la resistencia al cortante en
forma apreciable.
2.1.1.4 Sesquióxidos
Los sesquióxidos generalmente cementan las partículas y su presencia equivale a una
reducción en la plasticidad. Los óxidos de hierro y aluminio se acumulan como
consecuencia de una cadena de procesos químicos y de lavado interno. La identificación
del mineral de arcilla presente es muy importante para la valoración del comportamiento
del suelo, (Suárez J. , 2009).
2.1.2 Meteorización química
Es un proceso que consiste en la descomposición o rotura de las rocas por medio de
reacciones químicas. La descomposición se debe a la eliminación de los agentes que
cementan la roca, e incluso afectan los enlaces químicos del mineral. Es posible que en el
proceso, y debido a las reacciones químicas, se formen materiales nuevos.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 35 de 220 Meteorización en rocas
Algunos autores consideran la meteorización química en dos grandes procesos, los
procesos que presentan disolución entre los cuales se encuentran la solución y la
carbonatación, y los procesos que presentan alteración entre estos encontramos la
oxidación, la hidratación y la hidrólisis (Suárez F. , 1980).
Las formas conocidas de meteorización química son: hidratación, oxidación,
carbonatación, hidrólisis y solución (corrosión). En general, se considera que la
meteorización química es más importante que la física. Hasta en regiones desérticas, esta
forma de meteorización es activa, aunque en dicho ambiente no se produzca una
meteorización química muy avanzada (Casco, 2007).
2.1.2.1 Disolución
La disolución es un proceso químico que consiste en la disociación de las moléculas en
iones gracias a un agente disolvente, comúnmente es el agua. Este proceso no implica
ninguna transformación en la composición química del material disuelto. Una vez disueltos
los materiales se precipitan cuando desaparece el agente disolvente (agua).
Frecuentemente esta precipitación se hace en el mismo lugar de la disolución (Suárez F.
, 1980).
La eficacia de la disolución depende de la naturaleza de la roca, sobre todo de su
permeabilidad. Por lo mismo, las rocas sedimentarias son más sensibles a la disolución
debido a su fábrica, particularmente las evaporitas porque su mineralogía se compone de
sales y de yeso, pero la presencia de ciertos compuestos en disolución como el anhídrido
carbónico aumenta el poder disolvente del agua, haciendo que otras rocas, como la
caliza, sean atacadas. Las aguas con un índice alcalino alto atacan muy eficazmente las
rocas silíceas, la disolución es más eficaz cuanto mayor es la humedad y la temperatura,
y la persistencia de la humedad sobre la roca, por lo que es más efectiva en las rocas
cubiertas por un manto vegetal (Proaño, 2010).
En la Gráfica 2.6 se puede observar un ejemplo de como la disolución, en este caso de la
Halita, por acción del agua rompe las moléculas debido al sodio que contiene debido a
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Página 36 de 220 Meteorización en rocas
que los iones de clorita son más fuertes que los enlaces químicos de los cristales de la
halita.
Gráfica 2.6 Disolución de una Halita en agua (Thompson & Turk, 1997).
2.1.2.1.1 Solución
La solución es un proceso que en sí, no tiene mucha importancia porque la mayoría de los
minerales no son solubles en agua; sin embargo, la solución puede ser importante en la
remoción de ciertos productos derivados de otros procesos de meteorización, (Suárez F. ,
1980).
La acción de ácidos húmicos (componentes de las sustancias del humus), tiene
seguramente un papel importante en la descomposición de las rocas. Su actividad ha sido
poco estudiada hasta ahora, pero la acidez del agua freática como resultado de esos
ácidos debe tener efectos sobre todo en rocas calcáreas y rocas básicas. Además se
sabe que estos ácidos pueden mantener un cierto grado de acidez, lo cual podría influir
en el desarrollo de otros procesos químicos, se presenta el aumento de los compuestos
Al2O3, Fe2O3, TiO2 y la disminución de SiO2, MgO, CaO, Na2O, K2O (Proaño, 2010).
La Gráfica 2.7 muestra el proceso de solución junto con otros procesos que se presenta
mientras la roca se meteoriza, a la derecha de la línea que divide la gráfica
horizontalmente se encuentra la estructura destruida y a la izquierda se encuentra la
estructura preservada. Se pueden observar los cambios de decoloramiento,
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 37 de 220 Meteorización en rocas
desintegración y de descomposición que el material sufre debido a la meteorización, para
este caso particular debido a la solución, también se puede ver como las discontinuidades
se van ampliando cada vez más.
Gráfica 2.7 Etapas del proceso de meteorización (Suárez J. , 2009)
2.1.2.1.2 Carbonatación
La carbonatación es propia de las rocas carbonatadas y es responsable del relieve
cárstico muy común en estas rocas carbonatadas. La disolución cárstica conlleva a la
existencia de agua acidulante (que lleva en disolución ácido carbónico) que ataca a rocas
que contengan calcio, sodio, potasio y, en general, óxidos básicos. La formación del
relieve cárstico implica un proceso muy complejo que combina otras reacciones químicas
o físicas. En general consta de tres etapas: la disolución directa por acción del agua, la
acción química del ácido carbónico (hasta consumirse), que produce bicarbonato cálcico
al reaccionar con agua que está saturada con dióxido de carbono. Y la captación de
nuevo gas carbónico lo cual promueve y repite las dos primeras fases. La disolución
cárstica presenta una eficacia diferente dependiendo de la temperatura y la humedad
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Página 38 de 220 Meteorización en rocas
ambiental, así como de la cubierta vegetal, tras la disolución aparecen residuos
insolubles, residuos de disolución, como la arena y la arcilla de descalcificación, dejando
la tierra rojiza y arcillas con sílice. Los elementos disueltos también pueden precipitar tras
una migración. Estas acumulaciones pueden ser notablemente potentes y forman costras,
como en los costramientos de las estepas semiáridas, y las corazas y caparazones de las
sabanas (duracretos) (Suárez F. , 1980).
La carbonatación es muy importante en la descomposición de calizas y dolomitas. El
bióxido carbón en agua de lluvia y en aguas freáticas actúa como un ácido débil y
convierte el carbonato de calcio en bicarbonato de calcio, un producto soluble. Como el
bicarbonato de calcio es un producto inestable, será depositado más tarde en muchas
ocasiones como travertinos o toba calcáreas (Proaño, 2010).
2.1.2.2 Alteración
La alteración es un proceso químico que consiste en la transformación total o parcial de
las moléculas en iones gracias a un agente disolvente, en nuestro caso el agua y el aire.
Este proceso implica una transformación en la composición química del material disuelto,
por lo que se encuentran minerales de neoformación (que se formaron al mismo tiempo
que el sedimento). Puede alcanzar profundidades notables, hasta 30 metros, con una
alteración profunda, en los que aparecen regolitos, formados sobre todo por arcillas y
conocidas como mantos de alteración como por ejemplo las lateritas. Los productos
resultantes tienen tamaños muy pequeños, que pueden ir desde el tamaño granular hasta
los coloides, (Suárez F. , 1980).
Como se puede observar en la Gráfica 2.8 se presenta para distintos tipos de alteración
de rocas compuestas por aluminosilicatos en función de la precipitación media anual (en
pulgadas) y la temperatura media (en grados Frarenheit), allí se puede apreciar que la
alteración es un proceso controlado por la humedad, la temperatura y la presencia de
vegetación, también se puede apreciar las diferentes zonas donde se presentan dichos
procesos.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 39 de 220 Meteorización en rocas
En estos diagramas puede apreciarse que a medida que aumenta la precipitación anual,
la alteración química es más importante, debido a la mayor disponibilidad de agua. Al
mismo tiempo, la alteración química también se incrementa al aumentar la temperatura
debido al aumento de la velocidad de las reacciones químicas. La alteración
química será por lo tanto mayor en climas cálidos y húmedos, decreciendo a medida
que la temperatura y la precipitación descienden. Aunque no se muestra un diagrama
similar para la alteración de origen biológico, puede asumirse el anterior ya que, en
general, el aumento de temperatura y de precipitación supone un aumento de flora y
fauna (musgos, líquenes, algas, bacterias, etc.), y por lo tanto, las reacciones químicas
relacionadas con la actividad orgánica son más abundantes y rápidas. En relación con
la acción mecánica del hielo, puede observarse que en zonas demasiado cálidas para
que se produzcan heladas, se obtiene un mínimo, al igual que en zonas polares
demasiado frías, para descongelar el hielo (nótese que no está considerada la acción de
la insolación como proceso de alteración químico pero si como meteorización mecánica).
Finalmente, pueden construirse diagramas compuestos en los que se tienen en cuenta
todos los tipos principales de alteración.
Gráfica 2.8 Diagrama climático de regiones e intensidad de varios tipos de meteorización (Hunt, 2007)
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Página 40 de 220 Meteorización en rocas
Son tres los mecanismos básicos de alteración: oxidación, hidratación e hidrólisis,
(Suárez F. , 1980).
2.1.2.2.1 Oxidación
El proceso de oxidación se produce por el contacto de las rocas con el aire en cuya
composición entran minerales que se pueden combinar con el oxígeno: férricos,
carbonatos, sulfuros, etc. para formar óxidos e hidróxidos. La oxidación es el mecanismo
de alteración más generalizado, pero el de menor transcendencia morfológica, ya que no
penetra más que unos milímetros. Las rocas oxidadas presentan una lámina superficial,
del color de oxidación del mineral (rojo como en la oxidación del hierro), que favorece los
mecanismos de desagregación y fragmentación (Suárez F. , 1980).
La oxidación es un proceso muy común, sobre todo en minerales ferruginosos que se
encuentran por encima del nivel freático. Eso se nota claramente en la decoloración de
arcillas con constituyentes férricos. Primero, muestran un color azulado o gris que cambia
rápidamente por oxidación, otro ejemplo, es la formación de martita por oxidación de
magnetita.
2.1.2.2.2 Hidratación
La hidratación afecta a las rocas por minerales cuyos compuestos reaccionan con el agua
fijando sus moléculas, tales como las rocas con un metamorfismo débil (esquistos,
pizarras) compuestas por alumino-silicatos que al hidratarse se transforman en arcillas,
más sensibles a los agentes erosivos, también afecta a algunas evaporitas, como la
anhidrita que se transforma en yeso. La hidratación es más eficaz cuanto mayor es la
humedad y la temperatura, y la existencia de una cobertera vegetal (Suárez F. , 1980)
Este proceso implica la absorción de agua en la red de los minerales. Esta absorción va
unida a un aumento del volumen y ocasiona tensiones y presiones en la roca.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 41 de 220 Meteorización en rocas
2.1.2.2.3 Hidrólisis
La hidrólisis es el principal tipo de alteración, el proceso que más transcendencia tiene en
la formación del relieve de las rocas metamórficas y el que más profundamente ataca a
las rocas (Suárez F. , 1980).
La hidrolisis es una reacción de descomposición en la que interviene el agua sobre los
suelos, generando reacciones entre silicatos con el agua pura o una solución acuosa. En
tales reacciones son consumidos iones de H+ u OH-, cambiando así la relación H+/OH-
(Hoyos, 2004).
Las reacciones de hidrólisis son muy importantes en los procesos de alteración
hidrotermal y algunos tipos de alteraciones son el resultado de distinto grado de hidrólisis
de los minerales constituyentes de las rocas.
Cabe destacar que en la mayoría de las reacciones de hidrólisis producen como
subproducto SiO2 (dióxido de Silicio) y esta es la razón por la que el cuarzo siempre está
presente en rocas alteradas. En situaciones de fluidos muy ácidos se pueden hidrolizar
incluso a micas aluminosas, dando origen al sulfato de aluminio (alunita y cuarzo).
Aunque las reacciones de hidrólisis modifican el pH del fluido hidrotermal al alterar los
minerales de las rocas, la presencia de ciertos minerales interactuando con soluciones
salinas pueden mantener ciertos rangos de pH mientras no se consuman totalmente
(Barnes, 1967).
2.1.2.2.4 Lixiviación
La lixiviación es un proceso que se da en la meteorización química por la unión de varios
factores y varios tipos de meteorización química, aquí los componentes son removidos
por solución previamente explicado, un ejemplo de lixiviación sería cuando la calcita, la
cual es un componente presente en la limolita, es disuelta por el dióxido de carbono en el
aire o cuando el agua lluvia contiene dióxido de carbono, penetra el suelo y remueve los
componentes del suelo.
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Página 42 de 220 Meteorización en rocas
En la Gráfica 2.9 se presentan los grupos de minerales más susceptibles a meteorizarse
por lixiviación, y donde esta es más fuerte.
Gráfica 2.9 Resistencia a la meteorización y la intensidad de lixiviación para varios tipos (grupos) de minerales en los suelos Ejemplos de procesos químicos (Randall,
2005).
En la Tabla 2.3 se presenta un ejemplo para cada uno de los procesos explicados
anteriormente, la naturaleza de cada uno de estos y un ejemplo de la transformación que
sufre ya sea cada mineral o tipo de roca.
Tabla 2.3 resumen de los principales procesos de meteorización química (MClennan, 1995).
Nombre de
Proceso Naturaleza del proceso Ejemplo Tipos de roca y
Materiales afectados
Hidrolisis Reacción entre iones de H
+ y OH de agua y los
Mg2SiO4+ 4H2O —> 2Mg+2
+ 4OH- + H4SiO4
(Fosterita) (ácido Silícico) Minerales de Silicato
Minerales de silicato 2KAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O —> H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 +
2K+
Se ceden cationes solubles de ácido
silícico y minerales arcillosos
(ortoclasa) —> (Caolinita) (ácido Silícico)
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 43 de 220 Meteorización en rocas
Continuación de la Tabla 2.3
Nombre de
Proceso
Naturaleza del proceso Ejemplo Tipos de roca y
Materiales afectados
(si presenta) 2NaAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O -> H4Al2Si2O9, + 4H4SiO4
+ 2Na+
(albita) (Caolinita) (ácido silícico)
Hidratación y
Deshidratación
Ganancia o pérdida de
moléculas de agua De
un mineral, resultante
CaSO4 • 2H2O <-> CaSO4 + 2H2O
(yeso) (anhidrita)
Evaporitas
En la formación de un
mineral nuevo
Fe2O3 + H2O <-> 2FeOOH
hematita) (goetita)
Óxidos férricos
Oxidación Baja pérdida de
electrones de un
elemento
4FeSiO3 + O2 -> 2Fe2O3 + 4SiO2 Hierro y manganeso
(comúnmente Fe o
Mn), resultando
(piroxeno) (hematita) (Cuarzo) Silicatos minerales
sulfuros
En la formación de
óxidos o en presencia
de hidróxidos
MnSiO3 + 1/2O2 + 2HzO —> MnO2 + H4Si04
Rodonita)
2FeS2 + 15/2 02 + 4H20 —» Fe4O2 + 4S04 + 8H
(Pirita ) (hematita)
Solución Disolución de minerales
Comúnmente en
presencia
H2O + CO2 + CaC03Ca2* + 2HCO, [Carbonatación)
(calcita) (bicarbonato)
Rocas Carbonatadas
De CO:, o sedancia de
cationes Y aniones en
solución
CaSO 2H20 -> Ca2 + S04 + 2H2O (solución directa)
(Yeso)
Evaporitas
Intercambio
iónico
Intercambio de iones y
cationes entre
soluciones y minerales
Na-Arcilla + H+ H-arcilla + Na
+ Minerales arcillosos
Quelación Uniones de iones
metálicos y orgánicos
con estructuras
circulares
iones metálicos (cationes) + agentes de
quelación incrementada por lixiviación ] —>
iones de H* + Quelación [en solución]
Silicatos minerales
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Página 44 de 220 Meteorización en rocas
2.1.3 Meteorización física o mecánica
Consiste la ruptura de las rocas causando la desintegración debido a esfuerzos externos
e internos. La disgregación implica la ruptura de la roca en fragmentos más o menos
grandes y angulosos pero sin modificación de la naturaleza mineralógica de la roca. Es
decir sin afectar su composición química o mineralógica por tanto las rocas no cambian
sus características químicas pero si sus características físicas. En estos procesos la roca
se va deshaciendo, es decir, se va disgregando en materiales de menor tamaño, esto
facilita el proceso de erosión y posterior trasporte. (Geological Society Engineering Group
Working Party Report, 1995).
En la Gráfica 2.10 se muestran algunos procesos de meteorización física. Estos procesos
por descarga verticales son causados por movimientos tectónicos, procesos de descarga
como la erosión, o el derretimiento de masas de hielo u otros procesos geológicos de
largo plazo, pueden conllevar a la apertura de las juntas o a la fractura de juntas
adicionales, además tienden a formarse grietas paralelas en las juntas debido a la erosión
sobre la superficie, su frecuencia decrece a mayores profundidades (otros sistemas de
descarga verticales en las juntas inclinadas también pueden hacer parte de estos
procesos).
Gráfica 2.10 Procesos de meteorización Física (Geological Society Engineering Group Working Party Report, 1995).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 45 de 220 Meteorización en rocas
Los procesos más importantes de meteorización física son: termoclástia, gelifracción
(crioclastia), hidroclástia, haloclástia y corrosión (Geological Society Engineering
Group Working Party Report, 1995).
2.1.3.1 Termoclástia o insolación
La termoclástia es un proceso de expansión y contracción térmica del material por
variaciones de la temperatura. Si la variación es súbita afectará la superficie de la roca; si
la variación es lenta, afectará toda la masa. En el segundo caso aparecerían fisuras
cuando el material es heterogéneo, los minerales con diferentes coeficientes de
contracción y dilatación, pueda generar respuestas diferentes en términos de esfuerzos.
La insolación es más eficiente en los desiertos debido a que la sequedad ambiental
permite que durante el día el calor no se pierda al calentar la humedad de la atmósfera y
durante la noche no exista reserva atmosférica de calor para que caiga la temperatura
(Duque, 2003).
Para que se produzca esta ruptura son necesarios cambios bruscos en períodos muy
cortos de tiempo, como los que se dan en los desiertos áridos, pero también rocas cuyo
color y textura permitan una absorción y disminución de la radiación calorífica. Además
deben tener una composición mineralógica que permita diferencias entre dilatación y
contracción, para que las tensiones sean efectivas. Adicionalmente la termoclástia es la
principal causa de la fractura del material en ambientes desérticos, cálidos de día y fríos
de noche en los cuales el delta de temperatura es importante generando diferencias entre
la alta temperatura interna del material y su exterior frio, lo que genera ciclos de esfuerzos
que terminan por fracturar el material. Esto se puede apreciar fácilmente en suelos
arcillosos como se puede apreciar en la Gráfica 2.11.
Las condiciones para que se produzca la termoclástia en materiales rocosos (no
arcillosos) son tan difíciles que no ha sido posible reproducirla en laboratorio mediante
ciclos de aumento de temperatura durante largos periodos de tiempo, por lo que en
ocasiones se duda de que sea un mecanismo natural, sin embargo en los desiertos
cálidos sí parece funcionar, al menos en combinación con otros mecanismos (Suárez F. ,
1980).
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Página 46 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.11 Fracturas debidas a ciclos de expansión y contracción debida a la temperatura (Tarbuck & Lutgens, 2005).
2.1.3.2 Gelifracción o crioclastia
Este factor es más eficiente que el anterior, cuando el agua penetra en las fracturas de las
rocas para luego congelarse, aumenta su volumen en un 9% y genera esfuerzos que
fracturan el material. Con variaciones de la temperatura por arriba y abajo del punto de
congelación y el nuevo abastecimiento de agua penetrando en el material a través de
diaclasas y poros, el hielo, actuando en forma semejante a una cuña, hará progresar las
disyunciones afectando sucesivamente el material (Duque, 2003).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 47 de 220 Meteorización en rocas
Mecánicamente es más vulnerable la roca cerca a la superficie que en el interior y es
mecánicamente más competente a esfuerzos de compresión que a esfuerzos de tensión y
cizalladura según lo enseña la Tabla 2.4 (Duque, 2003).
Tabla 2.4 Resistencia de algunas rocas MPa (Duque, 2003).
Roca sometida a Compresión Tracción Corte
Arenisca 15-50 1-3 5-15
Caliza 40-140 3-6 10-20
Granito 100-280 3-5 15-30
Diorita 100-250 - -
Gabro 100-190 - -
Basalto 200-350 - -
Mármol 80-150 3-9 10-30
Pizarra 70 25 15-25
Concreto Reforzado 21 2 1
Lo anterior quiere decir que para que la gelifracción funcione es necesario que existan
frecuentes ciclos de hielo-deshielo. Proceso que ocurre en las latitudes medias con
procesos de tipo periglaciar. En las latitudes altas con procesos de tipo glaciar estas
alternancias no se dan, ya que el período de congelación y descongelación dura meses
(habiendo menos ciclos).
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2.1.3.3 Hidroclastia
La hidroclastia consiste en la fragmentación de la roca debida a las tensiones que
produce el aumento y reducción de volumen de determinadas rocas cuando se mojan y se
secan. Normalmente, Este mecanismo adquiere gran importancia en arcillas expansivas.
Los ciclos de humedecimiento y secado son más lentos que los de hielo y deshielo, pero
son más persistentes (La presión ejercida por la arcilla húmeda persiste mientras esté
húmeda). Durante la fase seca la arcilla se cuartea, presentando debilidades que son
aprovechados por otros agentes erosivos.
En función del tamaño de los fragmentos se puede distinguir la macro-hidroclastia, en
regiones que alternan arcillas masivas, calizas o areniscas y que presentan
cuarteamientos muy grandes; y la micro-hidroclastia, en regiones de rocas cristalinas con
algún grado de alteración, y que forma limos (Suárez F. , 1980).
2.1.3.4 Haloclastia
La haloclastia consiste en la fragmentación de la roca debido a las tensiones que provoca
el aumento de volumen que se producen en los cristales salinos. Estos se forman cuando
se evapora el agua en las que están disueltas. Las sales, que están acogidas en las
fisuras de las rocas, presionan las paredes, a manera de cuña, hasta romperlas. En
realidad no son los cristales formados los que ejercen la presión suficiente para romper la
roca, si no el aumento de volumen de los cristales al captar nuevos aportes de agua, que
hacen crecer el cristal salino.
La haloclastia sólo se presenta en los países altamente salinos y áridos, es decir en las
franjas litorales y en las regiones muy áridas. El mecanismo es muy similar a la
gelifracción, aunque su ámbito de incidencia es menor.
Debido al reducido tamaño de los cristales salinos este mecanismo apenas tiene
importancia en las rocas con fisuras ya presentes, sin embargo es muy efectivo en rocas
porosas, por lo que el material que se forma es de pequeño calibre: arenas, limos, margas
y arcillas (Suárez F. , 1980).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 49 de 220 Meteorización en rocas
2.1.3.5 Corrosión
La corrosión implica denudación, es decir fragmentación y transporte del material, así que
también se considera un agente de transporte (corrosión eólica).
La corrosión es un proceso de erosión mecánica producido por golpes que producen los
materiales que transporta un fluido (aire, agua o hielo) sobre una roca sana. La reiteración
de los golpes termina por fragmentar tanto de la roca sana como el proyectil. El resultado
es la abrasión (desgaste por fricción) de la roca y la ablación (cortar, separar y quitar) de
los materiales.
La eficacia de la corrosión depende de la densidad y de la velocidad del fluido. Un fluido
es más denso cuantos más materiales lleva en suspensión (carga). También es más
eficaz cuanta menos vegetación exista (Suárez F. , 1980).
2.1.4 Fracturamiento por relajación de esfuerzos
Se presenta en rocas ígneas y metamórficas cuando por ejemplo a una profundidad de 15
Km donde la presión es de 5000 veces la de la superficie de la tierra, y por fuerzas
tectónicas o erupciones volcánicas remueven material liberando presión, de modo que las
rocas ahora más relajadas se fracturan al expandirse, por este motivo varias rocas que se
forman en profundidad que hoy en día están en la superficie de la tierra presentan
fracturas creadas a profundidad.
2.1.5 Meteorización Biológica
La meteorización biológica es la forma menos conocida. Formas vegetales como algas,
hongos y líquenes crecen sobre la roca desnuda y extraen elementos de los minerales a
base de procesos químicos. De tal manera, estas plantas meteorizan los primeros
centímetros o quizás milímetros preparando el terreno para plantas más evolucionadas.
Más tarde, crecen sobre esta superficie plantas que tienen raíces con las cuales ejercen
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Página 50 de 220 Meteorización en rocas
fuerzas sobre las fracturas en la roca (trabajando en conjunto con la meteorización física),
pero alrededor de la raíces también existe la posibilidad de procesos químicos debido a
intercambios de iones entre las raíz y el suelo. Además, queda la acción de las bacterias
en los suelos; algo también poco conocida. Sin embargo se conocen bacterias que
producen dióxido de carbón y otros que forman ácidos sulfúricos, así que se puede
suponer que estas bacterias también intervienen en los procesos de meteorización
química. Así, las raíces de las plantas se introducen entre las grietas actuando como
cuñas. Al mismo tiempo segregan sustancias que alteran químicamente las rocas,
decolorando las paredes por la acción de los ácidos carbónicos y de otros tipos (Proaño,
2010).
Algunos animales, como las lombrices de tierra, las hormigas, las termitas, los topos, etc.,
también favorecen la alteración in situ de las rocas en la superficie. A ese tipo de
alteración, a veces química, que realizan los seres vivos la llamamos meteorización
externa (Suárez F. , 1980).
2.1.5.1 Bioturbación
Es el proceso de ruptura por actividad orgánico que lleva a la fracturación y remoción de
rocas, sedimentos o suelos Ver Gráfica 2.12 (Hoyos, 2004).
2.1.5.2 Disolución
La producción de CO2 debido a la producción de microrganismos presentes en las raíces
de las plantas conduce a la formación de ácido carbónico y la reducción de pH del medio
promoviendo a su vez procesos de meteorización química, previamente expuestos
(Hoyos, 2004).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 51 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.12 Grietas debidas al crecimiento de raíces (Thompson & Turk, 1997)
2.1.5.3 Intercambio catiónico
Reacciones por las cuales las plantas absorben nutrientes que puedan producir cambios
en el pH del medio (Hoyos, 2004)
2.1.5.4 Quelación
Un proceso complejo que comprende la formación de ácidos debido a la descomposición
de la vegetación, estos ácidos tienen un efecto marcado en la solubilidad de ciertos
elementos, el procesos puede ser producido por el crecimiento de plantas las cuales
producen el efecto de la quelación al extraer los nutrientes del suelo, o lixiviados a través
del suelo, (Small, 1982).
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Página 52 de 220 Meteorización en rocas
2.2 Perfiles de meteorización
Inicialmente se establecieron tres niveles de meteorización denominados A, B y C, donde
el horizonte A es el suelo superficial, el B el subsuelo, y el C la roca parental, como se
observa en la Gráfica 2.13. Sin embargo estos horizontes no describen apropiadamente la
variación de las propiedades mecánicas, por lo mismo hoy en día se tienen 2
clasificaciones importantes para definir mejor los perfiles de meteorización que son
realmente muy parecidas.
1. la clasificación de Hong Kong ver numeral 2.2.1
2. La clasificación de Dearman ver numeral 2.2.2
Gráfica 2.13 Horizontes de meteorización, Perfil general de un suelo. El espesor, presencia y composición de los horizontes varía en función del tipo de suelo y las
condiciones climática (SEMERNAT, 2007).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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2.2.1 Clasificación de Hong Kong
Sistema de clasificación del perfil de meteorización empleado en Hong Kong (Oficina de
Control Geotécnico, 1979), la cual no varía sustancialmente con la clasificación de
Dearman.
Tabla 2.5 Clasificación de Hong Kong (Suárez J. , 2009).
Grado Descomposición Detalles de diagnóstico en las muestras
VI Suelo No aparece textura reconocible de roca. Las capas superficiales pueden contener materia Orgánica y raíces.
V Completamente descompuesta
Roca completamente descompuesta pero aún aparece textura de roca ligeramente reconocible.
IV Muy descompuesta Pedazos grandes que pueden ser destruidos con las manos.
III Moderadamente descompuesta
Pedazos grandes que no pueden ser descompuestos por las manos (muestras tomadas con broca a rotación).
II Algo descompuesta Aparece como roca sana pero tiene manchas muestras de descomposición.
I Roca sana
2.2.2 Clasificación de Dearman
La clasificación de Dearman es la más conocida y utilizada en el Reino Unido. Consta de
6 grados de meteorización que van desde la roca sana o fresca hasta el suelo residual,
bastante similar a la clasificación de Hong Kong, (Suárez J. , 2009).
A continuación en la Gráfica 2.14 se pueden apreciar gráficamente y los criterios para
definir el grado de meteorización tanto para perfiles idealizados como para un perfil
complejo con núcleos de roca.
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Página 54 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.14 Perfil de meteorización de Dearman (1995 en Hoyos, 2004)
2.3 Suelos residuales
La definición de ―suelo residual‖ varía de un país a otro pero una definición razonable
podría ser la de un suelo derivado por la meteorización y descomposición de la roca in
situ, el cual no ha sido transportado de su localización original (Blight, Wardle, & Fourie,
1997). Los términos residual y tropical se usan indistintamente pero en los últimos años se
está utilizando con mayor frecuencia el término residual. Así mismo los suelos con mayor
susceptibilidad a ser meteorizados son los encontrados en las zonas tropicales, sin excluir
a los suelos que no están presentes en estas zonas. Como se puede ver en la Gráfica
2.15.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 55 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.15 Localización de las zonas tropicales y áreas tibias, en las cuales los suelos residuales son muy comunes (Suárez J. , 2009).
Las características de los suelos residuales son muy diferentes a las de los suelos
transportados. Por ejemplo, el concepto convencional de grano de suelo o tamaño de
partícula es inaplicable a muchos suelos residuales, debido a que las partículas de suelo
residual con frecuencia consisten en agregados o cristales de mineral meteorizado que se
rompen y se vuelven progresivamente finos, si el suelo es manipulado. Lo que parece en
el sitio como una grava arenosa puede convertirse en un limo fino durante las actividades
de excavación, mezclado y compactación.
Las propiedades de los suelos residuales son generalmente controladas por la micro-
fábrica o macro-fábrica, las juntas y demás detalles estructurales, los cuales eran parte
integral de la masa de roca original y son heredados por el suelo. La estabilidad de
taludes es particularmente complicada en un medio tropical, debido a que la mayoría de
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Página 56 de 220 Meteorización en rocas
los suelos son residuales, el régimen hidrológico complejo, la humedad ambiental y las
temperaturas muy altas, la geología compleja, la topografía escarpada y los demás
factores ambientales generalmente desfavorables. Los suelos residuales se encuentran
predominantemente en las zonas tropicales, donde aparecen en grandes espesores y con
frecuencia se les denomina como ―suelos tropicales‖ y son escasos en las regiones no
tropicales. La zona de suelos residuales se concentra en el sector norte de América del
sur, Centroamérica, África, Australia, Oceanía y el sur de Asia ver Gráfica 2.15 (Suárez J.
, 1998).
2.3.1 Clasificación de suelos residuales
El principal propósito de una mejor clasificación en una masa de suelo es la de proveer
una nomenclatura abreviada para la descripción de una zona con propiedades
particulares, a la cual se puedan asignar características ingenieriles teniendo en cuenta
que se debe organizar cuidadosamente los efectos que se reflejan para determinadas
condiciones geológicas.
La descripción de los materiales meteorizados proveerán información necesaria para
definir el comportamiento, el grado de meteorización, incluso las consecuencias que la
meteorización tiene sobre diferentes tipos de rocas, por ejemplo un granito meteorizado
no se comportara como una limolita; a su vez una limolita meteorizada no se comporta
como una roca sedimentaria meteorizada (siliclasto), (Dearman, 1995). A lo largo del
tiempo se han hecho varios intentos de clasificar los suelos residuales y en la actualidad
no hay una clasificación universalmente aceptada, debido a que la naturaleza de los
suelos residuales es compleja y varía de país en país, la sociedad geológica de Londres
propone tomar la clasificación propuesta por Duchaufour (la cual se presenta en el
numeral 2.3.1.2.3) con relación a esto Wesley (2010) dice que:‖ también es posible que no
se esté buscando un esquema universalmente unificado o que sea prácticamente
imposible lograrlo. Aun así hay métodos usados para agrupar o ¨clasificar¨ los suelos
residuales en 4 tipos de esquemas o métodos basados en la mineralogía (Wesley L. ,
2009)‖, a saber:
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 57 de 220 Meteorización en rocas
Los métodos basados en la meteorización.
Los métodos basados en la clasificación pedológica
Los métodos usados para usos locales y/o tipos de suelos provenientes de tipos
de roca específicas.
Los basados en la mineralogía y estructura.
2.3.1.1 Los Métodos basados en la meteorización.
Este método es la representación más común, las limitaciones de este sistema es que
primero no son sistemas que describan una clasificación de los suelos residuales, son
métodos para describir los perfiles de meteorización de la roca, más que una descripción
del suelo mismo. Proveen información del estado del suelo in-situ pero no una
composición del suelo mismo, además esta clasificación debería estar unida a algún tipo
de comportamiento, como si lo hace la clasificación USCS (Clasificacion Unificada del
Suelo), además sólo es relevante para tipos de roca particulares, un ejemplo de esto es la
Gráfica 2.16 y la Gráfica 2.17.
La Gráfica 2.16(A) presenta la meteorización gradual típica del granito donde se muestra
un perfil que se compone de una serie de zonas gruesas de no muy diferentes espesores,
donde el límite entre el suelo y la roca suele ser súbita, con una transición delgada de
material.
Estas transiciones de roca a suelo también se presentan en la Gráfica 2.16(B) en rocas
basálticas que por ejemplo se encuentran en la isla Norte en Nueva Zelanda y en las
arcillas rojas derivadas de rocas andesíticas y basálticas de la isla de Java en Indonesia.
Los pedólogos plantean que las rocas básicas se meteorizan más rápidamente a suelos
que las rocas ácidas, esto debido a que se produce una capa de contacto delgada entre
los minerales, por el contrario la zona de alteración en rocas ácidas ricas en cuarzo
tienden a ser bastante gruesa por lo que toma mayor tiempo en ser meteorizada, en parte
por la estabilidad química que tiene el cuarzo (Townsend 1985 en Wesley, 2009).
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Página 58 de 220 Meteorización en rocas
En la Gráfica 2.16(C) se presenta un suelo de cenizas volcánicas, estos presentan límites
abruptos entre el suelo y la roca subyacente, como se presenta por ejemplo en los lahares
basálticos o andesiticos, o también en rocas sólidas. Dicho límite en suelos de cenizas
volcánicas se presenta no sólo debido a la naturaleza del proceso de la meteorización,
sino a que la ceniza ha sido depositada en la parte superior de la roca y el suelo se deriva
de ceniza fresca y no de la roca subyacente.
En las rocas sedimentarias como: areniscas, rocas blandas, lutitas y shales, el proceso de
meteorización no suele romper los minerales de la roca para convertirlos químicamente
en minerales arcillosos, pero si puede y suele suceder que por procesos de meteorización
química (por ejemplo con hidrolisis) que entre las estratificaciones por las infiltraciones de
agua libere los minerales arcillosos existentes en la roca parental generando una pérdida
de cementación. En esta situación, el perfil del suelo suele presentar capas intercaladas
de rocas meteorizadas como se muestra en la Figura 2(D). Por ejemplo en Auckland
(Nueva Zelanda) se presentan capas intercaladas de arenisca y lodolitas (conocidas como
secuencia de Waitemata). Esta roca blanda presenta resistencias a la compresión no
confinada generalmente entre 1500-4000 kPa (Wesley L. , 2009).
Gráfica 2.16 variación de los perfiles en suelos residuales (Wesley L. , 2009)
En la Gráfica 2.17 se encuentran varios ejemplos de los métodos basados en la
meteorización de diferentes tipos de roca específicas, realizada por diversos autores a lo
largo del tiempo a medida que estos se fueron requiriendo para caracterizar el suelo
según la roca parental de la cual esta provienese.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 59 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.17 Perfiles de meteorización de diferentes tipos de roca y diferentes condiciones ambientales (Vallejo, 2002).
2.3.1.2 Los Métodos basados en la clasificación pedológica
Durante años se han usado términos pedológicos para clasificar los suelos en la
geotecnia y geología por ejemplo el término laterita o suelo lateritico fue uno de los
primeros en ser usados y se remonta hasta Bee (1948), Ranganathan (1961) fue de los
primeros en usar el término ―Black Cotton Clay‖ (actualmente nombrado en español
Vertisol) en artículos académicos en geotecnia, por su parte Wesley (1973) usó términos
como Latosoles (Latosol) y Andasoles (Andosol), para designar 2 grupos de suelos en
indonesia, y este constante uso de terminología pedológica (no geotécnica ni geológica)
promovida por geotecnistas Indonesios desde 1972, conllevo a la acuñación de estos
términos y a hacer parte de un sistema de clasificación hoy usado por geotecnistas en
todo el mundo.
A su vez Junas Dai y Driessen (1972), y Lenvain, Lohnes y Tuncer (1977) adicionaron los
terminos Andasol y black cotton Soil (Vertisol). Posteriormente Mitchell & Sitar (1982)
presentaron una tabla (la cual se presenta en la Tabla 2.8) donde se reunieron estos
términos, los cuales hoy en día se utilizan en los 3 sistemas de clasificación pedológicos
David E Agudelo B
Página 60 de 220 Meteorización en rocas
más conocidos y usados ―la clasificación Francesa‖, ―la clasificación de la FAO‖ y ―la
clasificación Norte Americana ―U.S.A‖, (Wesley L. , 2009).
2.3.1.2.1 Clasificación de la asociación de conservación de los suelos de USA
La siguiente es la clasificación de los suelos es de la asociación de conservación de los
suelos de USA, la cual está muy asociada a las clasificaciones pedológicas como la FAO
– UNESCO que será explicada en la Tabla 2.6:
Tabla 2.6 Clasificación de la asociación de conservación de los suelos de USA, (Hunt,
2007).
Tipo de
suelo Descripción
ENTISOL En fase inicial de desarrollo del suelo compuesta por horizontes A y C o A
y horizontes R - no hay desarrollo del horizonte B.
INCEPTISOL Suelo joven con un poco de lixiviación en el horizonte A, pero un horizonte
B débilmente desarrollado.
ANDISOL Al igual que el INCEPTISOL pero formado sobre cenizas volcánicas.
VERTISOL
Con abundancia de arcilla expansiva (principalmente esmectita) expuestos
a condiciones extremas de temporada de humedecimiento y secado
(expansión y contracción), comúnmente tiene bloques con estructuras
columnares debido a las grietas de lodo y a grietas en prisma, caras de
fricción, fallas pseudo-anticlinales y nódulos de óxido de hierro y caliza.
ARIDISOL
Suelo del desierto, color claro debido a la baja prevalencia de la materia
orgánica. Comúnmente con capas de caliche y calcáreos dentro a un
metro de la superficie o en lugar precipitados- minerales evaporíticos,
como el yeso. Puede contener horizontes como silcreto u ferricreto - capas
cementadas por minerales de hierro o sílice.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 61 de 220 Meteorización en rocas
Continuación de la Tabla 2.6
Tipo de suelo Descripción
MOLLISOL
De espesor grueso, rico en materia orgánica de un horizonte que es
blando cuando está seco, con abundantes raíces y madrigueras, y el
horizonte B enriquecido en arcilla o carbonato de calcio. Pastizales del
suelo.
HISTOSOL
De espesor horizonte O (turba) formada por la acumulación de materia
orgánica que no se descomponen. Espesor compactado de horizonte O
al menos 0,4 m. Pantano del suelo.
SPODOSOL
Compuesto por gruesas y bien diferenciados horizontes A y E con
horizonte B enriquecido, en A1 óxidos de Fe y oxihidróxidos que forman
una capa dura. Horizonte B con poco o nada de arcilla o carbonato de
calcio. Bosque y el suelo del bosque.
ALFISOL
Fuertemente ácido-lixiviado, un horizonte que contiene materia orgánica
en descomposición. Gruesos horizontes bien diferenciados con un
horizonte B enriquecido de arcilla, sesquióxidos rojos. Bosque y el suelo
del bosque.
ULTISOL
Similar a alfisol pero más altamente degradado, con un horizonte B bien
desarrollado rico en arcilla. Puede contener horizontes lateríticos o
bauxita. Bosque y el suelo del bosque.
OXISOL
Horizonte grueso bien diferenciado de suelo arcilloso, muy oxidado y rojo
los horizontes inferiores de arcilla en el horizonte B se descomponen en
óxidos de Al y Fe. Puede contener horizontes lateríticos o bauxita. Suelo
de selva.
David E Agudelo B
Página 62 de 220 Meteorización en rocas
En la Gráfica 2.18 la Representación gráfica de la clasificación de los suelos de la
asociación de conservación de los suelos de USA, asociada con los tipos de clima.
Gráfica 2.18 Representación gráfica de la clasificación de los suelos de la asociación de conservación de los suelos de USA, el símbolo del sol representa el
clima donde se forman los suelos y el reloj de arena representa el tiempo de formación (Hunt, 2007).
2.3.1.2.2 Clasificación FAO
Se han editado mapas de suelos, generalmente para uso agrícola en donde se clasifican
los suelos de acuerdo con criterios pedológicos. Se conoce la clasificación pedológica
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 63 de 220 Meteorización en rocas
francesa, la clasificación Taxonómica de los Estados Unidos y la clasificación FAO-
UNESCO. Estas clasificaciones han sido estudiadas por autores como Morin & Todon (en
Hunt, 2007) y pueden ser útiles para los Ingenieros y geólogos y para ello existen
correlaciones cuya interpretación en casos prácticos requiere de mucho criterio y
experiencia. La FAO ha definido 25 unidades de suelo de las cuales las más importantes
son presentadas en la Tabla 2.7.
Tabla 2.7 Clasificación FAO, (Hoyos, 2004).
Tipo de Suelo Descripción
ARENOSOL Más gruesas que la arena y contenido de arcilla del 18% o menos.
Exclusivos de depósitos aluviales recientes no consolidados.
ANDOSOL
Suelos formados por materiales volcánicos por lo general con superficies
oscuras. Comunes en regiones montañosas. Densidades bajas y
humedades naturales altas. Contienen generalmente, minerales de
Aloysita. Se caracterizan por su alto contenido de agua y cambios
irreversibles cuando se secan. Estos materiales son muy comunes en las
zonas volcánicas del sur-occidente de Colombia.
LUVISOL Suelos con acumulación de arcilla en el horizonte intermedio, rojo
grisáceo. Propios de zonas áridas.
CAMBISOL Suelos en los cuales han ocurrido cambios en el color, la estructura y
consistencia por la meteorización del perfil en zonas de erosión intensa.
ACRISOL Suelos muy ácidos normalmente amarillo - crema, provenientes de rocas
ácidas en zonas de lluvia intensa.
ANITOSOL Suelos de color gris rojizo que han sido parcialmente meteorizados pero
no han llegado a la madurez total que han alcanzado los Ferralsoles.
David E Agudelo B
Página 64 de 220 Meteorización en rocas
Continuación de la Tabla 2.7
Tipo de Suelo Descripción
FERRALSOL
Suelos que contienen una cantidad muy importante de óxidos de hierro,
generalmente rojos o amarillos, propios de zonas lluviosas. Es un grupo
muy grande de suelos con gran variación de características, los
minerales predominantes son la Caolinita y la Aloisita. Dentro de los
ferralsols es importante definir a los ―Latosols‖. Un término científico
empleado también para la caracterización de lateritas es de Latosol. La
identificación sobresaliente es la presencia abundante de sesquióxidos y
Cuarzo y la ausencia de los minerales solubles. Por lo general el tipo de
arcilla predominante es la Caolinita. Las tierras rojas o latosoles son
suelos residuales ferruginosos que se encuentran en el primer ciclo del
proceso, habiendo sido recientemente oxidados pero no cementados,
comportándose como arcillas y por lo tanto no se considera que sean
Lateritas.
VERTISOL
Son suelos problemáticos de altas características de expansión y
contracción y baja resistencia. Poseen grandes cantidades de Esmectita
y Montmorillonita entre ellos se incluyen las arcillas negras propias de las
zonas tropicales.
En la región Andina de Suramérica ocurren por lo general, asociación o combinaciones de
los tipos de suelo y es muy difícil la clasificación exacta de acuerdo a la nomenclatura de
la FAO. En la cuenca amazónica predominan los Ferralsoles. Los suelos que cambian sus
propiedades al secarse son generalmente, los Andosoles o suelos de origen volcánico
(ricos en Halloysita), en zonas donde la actividad volcánica ha sido reciente y algunos
Ferrasoles que ocurren en zonas de lluvias fuertes, especialmente en la cuenca
amazónica.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 65 de 220 Meteorización en rocas
2.3.1.2.3 Clasificación Duchaufour
Los términos Vertisoles, Podzoles y Andosoles varían poco entre las clasificaciones
Duchaufour (1982), FAO y USA, a continuación las diferencias entre los conceptos
presentados previamente.
Suelos fersialíticos (sensu stricto): Suelos rojizos en los que los minerales de arcilla del
tipo 2:1 son dominantes por transformación y neoformación; la capacidad de intercambio
catiónico de las arcillas es mayor que 25 meq/100 g. Donde el desarrollo vertical es
incompleto se forman suelos fersialíticos pardos; donde es completo se forman suelos
fersialíticos rojos saturados o casi saturados de complejos y cuando son complejos se
forman suelos fersialíticos ácidos desaturados y degradados
Suelos ferruginosos (sensu stricto): Suelos intermedios entre los formados por
fersialitización y ferralitización. La meteorización de los materiales primarios es más fuerte
que en los suelos fersialíticos pero no tanto como en los suelos ferralíticos; hay alguna
remoción de sílice soluble por drenaje. Las arcillas de neoformación usualmente son
caoliníticas pero persisten algunos minerales de arcilla 2:1; no se encuentra gibbsita
iluvial. Los horizontes frecuentemente consisten en saprolitos caoliníticos y el desarrollo
está fuertemente influenciado por la edad.
Suelos ferralíticos (sensu stricto): Fase final del desarrollo de perfiles gruesos de suelo
en climas húmedos cálidos en los que la mayor parte de los minerales primarios están
afectados por la hidrólisis completa. Los óxidos de hierro y aluminio, la sílice y las bases
son liberadas pero el hierro y el aluminio son retenidos en los perfiles en tanto que las
bases y parte de la sílice son removidas en solución; las caolinitas de neoformación tienen
un contenido bajo de sílice. Los minerales característicos son cuarzo, caolinita, gibbsita,
hematita y goetita. El horizonte argílico generalmente está ausente.
Vertisoles: Suelos maduros de coloración oscura, ricos en arcillas expansivas mezcladas
con compuestos húmicos. Típicamente muestran una mezcla profunda con movimiento
vertical debido al cambio de volumen de la arcilla con grandes grietas de contracción y
David E Agudelo B
Página 66 de 220 Meteorización en rocas
espejos de falla; en los textos anglosajones son llamados también black cotton soils. El
término gilgai es usado algunas veces para los rasgos microtopográficos asociados.
Andosoles fersialíticos: Suelos de textura arcillosa, derivados parcial o totalmente de
depósitos volcánicos, compuestos esencialmente de complejos de alófana amorfa y
humus. Tienen una enorme capacidad de retención de agua que excede del 100% y
puede llegar al 200% en los andosoles tropicales hidromórficos, pero el secamiento
prolongado puede bajar esta capacidad, frecuentemente en forma irreversible. Tienen una
elevada capacidad de intercambio catiónico y son ricos en minerales de arcilla y óxidos de
hierro; se endurecen al secarse. (Hoyos, 2004)
En la Tabla 2.8 se presentan las equivalencias entre los términos usados en los 3
sistemas los cuales son los más usados para la clasificación de los suelos residuales (La
clasificación de Duchafour, la clasificación de USA y la FAO). Wesley L. D (1998)
Recomienda el sistema propuesto por Duchafour y a su vez por el grupo de la sociedad
geológica de ingenieros de Londres. ―Este sistema, basado completamente en la
comprensión de la meteorización y de otros procesos pedogenéticos, establecidos
mediante el trabajo analítico y experimental, destaca las características de composición
del suelo, como su composición mineralógica, que influyen en su comportamiento
geotécnico. Este sistema es en consecuencia más relevante para la ingeniería de
geología que los basados en otros criterios, frecuentemente efímeros de más valor en la
agricultura. El significado del sistema de clasificación de Duchaufour para las propiedades
y el comportamiento geotécnico‖ (Hoyos, 2004).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 67 de 220 Meteorización en rocas
Tabla 2.8 Equivalentes aproximados de varias clasificaciones de suelos residuales tropicales (Hoyos, 2004)
Duchaufour (1982) FAO-UNESCO (1988) USA -Soil Survey (1975, 1992)
Suelos fersialíticos
Cambisoles,
calcisoles, luvisoles,
alisoles
Alfisoles, inceptisoles
Andosoles Andosoles Inceptisoles
Suelos ferruginosos Luvisoles, alisoles,
lixisoles, plintosoles Alfisoles, ultisoles
Ferrisoles
Nitisoles, acrisoles,
lixisoles, luvisoles,
plintosoles
Ultisoles y oxisoles
Suelos ferralíticos Ferralsoles,
plintosoles Oxisoles
Vertisoles Vertisoles Vertisoles
Podzoles Podzoles Spodsoles
2.3.1.3 Los métodos usados para usos locales
En vista de la complejidad de los suelos residuales, y que sus características poco tienen
en común sobre algunos grupos de suelos residuales, no es de sorprender que la
descripción de la clasificación tenga un desarrollo de uso local, en particular debido a su
formación. Por ejemplo hay sistemas sugeridos para suelos lateriticos de Hawaii y Puerto
Rico. Así como hay sistemas desarrollados usados exclusivamente para el subterraneo de
Baltimore, estos métodos son muy deseados para enfrentar problemas de formaciones
particulares, y es bueno para lidiar con formaciones particulares.
2.3.1.4 Métodos basados en su mineralogía y estructura
Las características específicas de los suelos residuales que los distinguen de los suelos
sedimentarios pueden generalmente ser atribuidas a la presencia de arcillas inusuales o
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Página 68 de 220 Meteorización en rocas
estructuras particulares afectadas, como la presencia de un suelo intacto y parcialmente
meteorizado, planos de debilidad, y cementantes interpartículas, estas influencias pueden
ser agrupadas bajo su composición y su estructura, (Wesley L. , 2009).
La composición incluye el tamaño de partículas, su forma, y especialmente su
composición mineralógica, mientras la estructura incluye la macroestructura y la
microestructura.
Un primer paso para agrupar estos suelos residuales es entonces dividirlos en grupos
basados en la composición por sí mismo, sin referencia a su estado inalterado. Así como
lo describe Wesley L. D (2009), quien sugirió los siguientes grupos.
Grupo A: suelos sin una fuerte influencia mineralógica
Grupo B: suelos con una fuerte influencia mineralógica proveniente de las arcillas
convencionales comúnmente encontradas en los suelos sedimentarios
Grupo C: suelos con una fuerte influencia mineralógica proveniente de minerales de
arcillas especiales que no están presentes en los suelos sedimentarios.
2.3.1.4.1 Grupo A: suelos sin una fuerte influencia mineralógica
Aparte de los suelos que son fuertemente influenciados por las arcillas minerales, hay un
grupo de suelos que pueden tener propiedades similares con influencia de la mineralogía,
en general los suelos que tienen un perfil de meteorización como el ilustrado en la Gráfica
2.16A, están presentes en este grupo. Por ejemplo los suelos provenientes de los granitos
meteorizados son típico ejemplo de este grupo, estos suelos son de naturaleza gruesa
que cuentan con una pequeña fracción de arcillas, y rara vez en la parte superior del
suelo hay se encuentran suelos con propiedades influenciadas por los minerales de
arcilla.
Este grupo de suelos se subdivide en 2 grandes grupos (A y B) y en un grupo más
pequeño (C).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 69 de 220 Meteorización en rocas
Subgrupo A: suelos en donde la macroestructura juega un papel importante en el
comportamiento de los suelos, por ejemplo los horizontes más profundos presentados en
la Gráfica 2.16A, En esta categoría se Incluyen todos los detalles que se pueden observar
visualmente como lo son las discontinuidades, las capas, las fisuras, los poros, la
presencia de materiales no meteorizados o parcialmente meteorizados y las estructuras
heredadas.
Subgrupo B: suelos sin macroestructura, pero con una fuerte influencia de la
microestructura. La influencia más importante de la microestructura son las
uniones entre las partículas o la cementación, y aunque esta no puede ser
identificada visualmente, puede ser inferida por aspectos básicos del
comportamiento de los suelos. La sensibilidad, en particular es una buena medida
de medición de la presencia de esta cementación que se pierde cuando se
remodela el suelo. Este grupo también tiene en cuenta la fábrica, la forma y el
tamaño de los poros, etc.
Subgrupo C: suelos que no están fuertemente influenciados ni por la macro
estructura ni por la microestructura, este subgrupo es un grupo menor, pocos
suelos residuales del grupo A caen en esta categoría,
2.3.1.4.2 Grupo B: suelos con una fuerte influencia mineralógica proveniente de las
arcillas convencionales
En este grupo entran los suelos que son fuertemente influenciados por las arcillas
minerales, como las normalmente encontradas en suelos sedimentarios, el miembro más
significativo en este grupo son los suelos llamados Vertisoles (en la clasificación FAO), las
arcillas negras (Black cotton soils) y en general las tierras negras, se caracterizan por su
gran capacidad de expansión y retracción, alta compresibilidad y baja resistencia, estas
características son directamente relacionadas a su predominante mineralogía, la cual es
montmorillonita, o materiales similares a las del grupo de las esmecitas.
La información en la literatura sugiere que otros suelos residuales que pertenecen a este
grupo aunque algunos suelos se deriven de rocas sedimentarias, como areniscas y
David E Agudelo B
Página 70 de 220 Meteorización en rocas
lodolitas tienen propiedades que son fuertemente influenciadas por la composición
mineralógica. Algunos suelos en Auckland en Nueva Zelanda se derivan de la
meteorización de la Arenisca y puede entrar en esta categoría. Ya que estas tienen una
alta capacidad de expansión y contracción (Wesley L. , 2009).
2.3.1.4.3 Grupo C: suelos con una fuerte influencia mineralógica proveniente de
minerales de arcillas especiales que no se encuentran en suelos sedimentarios
Los dos minerales más importantes aquí son las arcillas silíceas; la halloysita y la
Allofanita, y los minerales asociados son conocidos como los sesquióxidos. La influencia
de la allofanita (hidrosilicato de aluminio amorfo, del grupo de los filosilicatos) y la
halloysita (filosilicato) y en el suelo dan propiedades claras y documentadas a diferencia
de la influencia de los sesquióxidos, en todo caso es importante subdividir el grupo en 3
subgrupos:
1. Suelos de Halloysita: la influencia principal es este mineral que aparenta tener de
buenas propiedades ingenieriles, a pesar su alto contenido de arcilla y pequeños
tamaños de partículas, y altos contenidos de agua natural, las buenas propiedades
ingenieriles aparentan ser resultado de la composición mineralógica, o en algunos casos
de la cementación, ejemplo de este subgrupo son las arcillas rojas, Latosoles, Oxisoles y
los Ferrisoles.
2. Suelos de allofanita: las propiedades de la allofanita son dramáticas y difíciles de
comprender, se encuentran rangos de contenidos de agua entre 80% y 250%, pero
siguen funcionando perfectamente como materiales para ingeniería, son frecuentemente
muy superiores a los suelos con contenidos de agua previamente mencionados, ejemplo
de este subgrupo son los suelos de las cenizas volcánicas y Andosoles.
3. Suelos influenciados por la presencia de sesquióxidos: el papel principal de los
sesquióxido parece ser cementar y unir minerales que constituyen el suelo, con la
suficiente concentración de esquistos se forman materiales comúnmente conocidos
como lateritas, la relación Sílice/Aluminio (SiO2/AL2O3) y la relación de
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 71 de 220 Meteorización en rocas
Sílice/sesquióxido se obtiene un indicador del grado de laterización. Este subgrupo
puede quizá ser en términos generales el grupo de las lateritas, los duracretos y los
suelos ferralíticos.
A continuación en la Tabla 2.9, se presenta un resumen del método basado en la
mineralogía y estructura propuesto por Wesley & Irfan (1997).
Tabla 2.9 Sistema de clasificación de los suelos residuales (Wesley & Irfan, 1997).
Grupo Subgrupo Ejemplo Identificación Comentarios
A Suelos sin influencia mineralógica fuerte
(a) Influencia fuerte de la macroestructura
Suelos de rocas ígneas ácidas o intermedias rocas sedimentarias muy meteorizadas.
Inspección visual
Este es un grupo muy grande de suelos, incluyendo los saprolitos, cuyo comportamiento en las laderas es dominado por la influencia de las discontinuidades, fisuras, etc.
(b) Influencia fuerte de la microestructura
Suelos de rocas ígneas y sedimentarias completamente meteorizadas.
Inspección visual y evaluación de la sensibilidad e índice de liquidez.
Son suelos esencialmente homogéneos. Es importante la identificación de la naturaleza y el papel de las discontinuidades heredadas, tanto primarias como secundarias para entender el comportamiento.
(c) Poca influencia de la estructura
Suelos derivados de rocas muy homogéneas
Poca o ninguna sensibilidad y apariencia uniforme.
Se comportan en forma similar a los suelos moderadamente sobre consolidados.
Continuación de la Tabla 2.9
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Página 72 de 220 Meteorización en rocas
Grupo Subgrupo Ejemplo Identificación Comentarios
B Suelos fuertemente influenciados por minerales comunes
(a) Grupo de la Esmectita y Montmorillonita
Suelos negros tropicales y suelos formados en condiciones pobremente drenadas.
Colores gris a negro y alta plasticidad.
Suelos problemáticos encontrados en zonas planas; son de baja resistencia, alta compresibilidad y características fuertes de expansión y contracción.
.
(b) Otros minerales comunes
Subgrupo relativamente pequeño.
C Suelos fuertemente influenciados por minerales arcillosos propios solamente de los suelos residuales
(a) Suelos derivados de ceniza volcánica.
Contenidos de agua muy altos y cambios irreversibles al secarse.
Altos límites líquidos y plásticos.
Grupo de los Alófanos
Las características de ingeniería son generalmente buenas, aunque en algunos casos, la alta sensibilidad hace difícil el manejo y la compactación.
(b) Suelos derivados de rocas volcánicas antiguas, especialmente arcillas rojas tropicales.
Color rojo, topografía bien drenada.
Suelos finos de baja a media plasticidad, pero de baja actividad. Las propiedades de ingeniería son generalmente buenas, (Debe tenerse en cuenta que con frecuencia, se traslapan los suelos alófanos y los halloisíticos).
Grupo de la Halloisita
( c) Suelos lateríticos o lateritas
Apariencia granular o nodular.
Es un grupo muy amplio que van desde arcilla Grupo de los
Sesquioxidos
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 73 de 220 Meteorización en rocas
La caracterización de un suelo residual debido a su heterogeneidad, requiere de un
análisis integral que tenga en cuenta todos los factores que afectan su comportamiento, el
cual incluye el grado y el proceso de meteorización, su mineralogía, microestructura,
discontinuidades, estado de esfuerzos, propiedades mecánicas, clasificación y
caracterización del perfil.
2.3.2 Duracretos
Los horizontes de suelo endurecido se forman como resultado de la acumulación residual
de hierro y aluminio o por la precipitación de calcita, dolomita o yeso. El transporte del
hierro en solución puede ocurrir en distancias muy cortas para dar lugar a horizontes
moteados con acumulaciones o segregaciones ferruginosas y parches pálidos con bajos
contenidos de hierro. Alternativamente puede ocurrir en distancias laterales mayores
donde el hierro sea frecuentemente y redepositado en forma férrica y se acumule en la
parte inferior de las laderas, en los fondos de los valles y en las depresiones cerradas, el
término laterita es ampliamente utilizado para los tipos ferruginosos pero ha sido aplicado
también a los horizontes blandos ricos en arcilla que presentan una marcada segregación
de hierro, moteado, y gravas sueltas compuestas principalmente de concreciones de
óxido de hierro, de acuerdo con McFarlane (1976 en Hoyos 2004) estos materiales no
endurecidos forman etapas en una secuencia de meteorización laterítica que, en
condiciones favorables, dan lugar al desarrollo de un manto continuo de laterita
endurecida que forma una coraza en superficie o cerca de la superficie. (Hoyos, 2004)
Las corazas ricas en hierro pueden ser llamadas ferricretos; las que tienen un mayor
contenido de óxidos de aluminio son llamadas alucretos o más corrientemente bauxitas,
(Bleackley (1964); Dury (1969); Aleva (1979); Valeton (1983); Bardossy & Aleva (1990);
Butty & Chapallaz (1984) en Hoyos, 2004). Convencionalmente alucreto es un término
apropiado cuando el óxido de aluminio (Al2O3) excede el 50% aunque el término bauxita
ha sido usado para el comercio de estos minerales con contenidos menores de Al2O3 a
50%. McFarlane (1983) concluyó que ―el contenido químico absoluto no es un suficiente
para proporcionar definiciones de laterita y bauxita y para distinguir entre ellas‖. Las
David E Agudelo B
Página 74 de 220 Meteorización en rocas
relaciones de sesquióxidos en estos depósitos son variables y pueden no estar
relacionados con la composición de la roca infrayacente, (Hoyos, 2004)
El desarrollo de laterita o bauxita en sustratos aislados de caliza (por ejemplo los atolones
coralinos) normalmente resulta de la meteorización de adiciones eólicas de origen
distante (ceniza volcánica o loess) que se acumularon lentamente en largos intervalos de
tiempo.
Otros tipos de coraza (Goudie 1973 en Hoyos, 2004) son los pedocretos que resultan de
la precipitación de calcitas (calcretos), dolomitas (dolocretos) o yeso (yecretos), a
partir de soluciones que migran a través del perfil del suelo. La sílice soluble puede ser
redepositada como gel de sílice (ópalo) en lugar de combinarse con las bases para formar
arcillas. Los silcretos resultantes ocurren principalmente en profundidad dentro de suelos
bien drenados, formados de materiales parentales silíceos con poca alúmina, como las
areniscas cuarcíticas (Summerfield (1983); Wopfner (1983); Van der Graaf (1983); Butt
1985 en Hoyos, 2004). La reprecipitación del sílice es favorecida también por las
condiciones cálidas y húmedas con desecación estacional del perfil (Twidle & Hutton 1986
en Hoyos, 2004). Sin embargo, la acumulación es tan lenta que los silcretos gruesos y
continuos están asociados usualmente sólo con superficies muy antiguas como la
superficie del Terciario temprano en el sur de Australia y la Superficie Africana de
Sudáfrica. el sílice también puede ser redepositada en estratos porosos profundos en la
corteza terrestre por debajo de la zona de pedogénesis. donde estos silcretos
diagenéticos son desenterrados por erosión que frecuentemente permanecen en la
superficie, siendo mucho más resistentes que los depósitos no silicificados adyacentes ya
sea por encima o por debajo. Localmente, esto puede dar la impresión errónea de que
han sido formados en la superficie por procesos pedogenéticos. Por la misma razón, los
silcretos pedogenéticos que se originan en las partes inferiores del paisaje
frecuentemente están preservados en las cimas y mesetas actuales. La mayoría de los
silcretos tienen más del 60% de contenido de sílice. Los calcretos contienen entre 60 y
97% de caliza con un valor medio de casi 80% (Goudie 1973 en Hoyos, 2004).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 75 de 220 Meteorización en rocas
Lateritas (ferricretos) y las bauxitas (alucretos) son los tipos de corazas más
ampliamente distribuidos en las regiones tropicales. Otros tipos de corazas se encuentran
en situaciones geoquímicas especiales, y su localización no necesariamente está
restringida a los climas tropicales, (Hoyos, 2004), a continuación en la Tabla 2.10 se
presentan los cristales/minerales típicos presentes en los duracretos.
Tabla 2.10 minerales /cristales típicos presentes en los duracretos (Selby, 1993)
Agente
cementante
Contenido
dominante
Elementos Minerales típicos
Silcreto Silicreto SiO2 Al2O3 Cuarzo (componente
aluminoso
amorfo cristalizado)
Ferricreto Ferricreto Fe2O3, SiO, Hematita, Cuarzo
Ferricreto Fe2O3, FeO(OH), SiO2, Hematita, Goethita,
Cuarzo, Gibsita,
ALO3. nH2O, + AlO(OH) -Bohemita
- Ferricreto Fe2O3, FeO(OH). Hematita, Goethita,
Gibsita,
Al2O3. nH2O, AlO(OH) Bohemita
Ferricreto Fe2O3 (hasta 8O%),
FeO(OH).
Hematita, Goethita
Ferricreto Fe2O3, MnO, Hematita, pirolusita/
psilomelana
Alucreto Tialicreto TiO2 Al2O3. H2O Rutilo/anatasa, Gibsita
Alucreto Al2O3 H2O (hasta 60%), Gibsita, Bohemita
AlO (OH)
Calcreto Calcreto CaCO3 Calcita (60-97%)
Calcreto CaCO3, SiO2 Calcita
Yecreto Yecreto CaSO4. 2H2O Yeso
Silicreto Silicreto NaCl ( impura) Roca salada
Nota: la gibsita es Al2O3, bohemita AlO(OH), Geoteita FeO(OH), Hematita Fe2O3.
David E Agudelo B
Página 76 de 220 Meteorización en rocas
2.3.3 Saprolito
El saprolito es definido como un material blando, producto de la meteorización química de
rocas, generalmente cristalinas, disgregable y de baja resistencia, en el que la estructura
y la fábrica se preserva original. Pero presenta un remplazo de los minerales originales
(frecuentemente por arcilla) debido al lavado y a la meteorización química y subsecuente
transporte. Los horizontes superiores de suelo alterado pueden tener más de tres metros
de espesor, especialmente donde los depósitos de vertiente se han acumulado en la parte
inferior de la ladera y, usualmente, tienen propiedades geotécnicas muy diferentes. La
transición a los horizontes de suelo frecuentemente es más abrupta en los saprolitos
derivados de rocas ígneas bajas en silice que sobre rocas cuarzo-feldespáticas (Stolt &
Baker, 1994, en Hoyos, 2004); en ellas frecuentemente se encuentra una zona masiva,
enriquecida en arcilla iluvial, sin texturas ni fábricas heredadas del saprolito más profundo.
La formación del saprolito es un proceso isovolumétrico pero la mitad o más de la masa
de la roca se pierde por lixiviación de sílice, hierro y bases. El aumento de la
microporosidad resulta de cambios en los minerales fácilmente meteorizados (plagioclasa,
biotita, olivino, piroxenos, etc.) y las pérdidas lentas por lixiviación. Esto aumenta la
capacidad de retención de agua del saprolito permitiendo la penetración de las plantas y
aumentando la meteorización por el consumo de potasio, la producción de ácidos
orgánicos y el desprendimiento de bióxido de carbono. Las raíces también crean canales
que conducen el agua más rápidamente, permitiendo la iluviación profunda de la arcilla en
las últimas etapas de desarrollo (Graham y otros. 1994 en Hoyos, 2004).
El saprolito frecuentemente tiene un espesor menor a diez metros en las cimas y en la
parte inferior de las laderas pero es más delgado o ausente en las pendientes donde la
erosión está equilibrada o excede la velocidad de meteorización. Se ha calculado que
esta última puede producir espesores entre 4m/millón de años (Pavich 1986 en Hoyos,
2004) y más que 37 m/millón de años (Velvel 1985 en Hoyos, 2004), dependiendo de la
mineralogía, la textura y la foliación de la roca madre. Las propiedades físicas como
contenido de arcilla y conductividad hidráulica frecuentemente son muy variables,
especialmente en terrenos metamórficos con foliación empinada, zonas de cizalladura y
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venas de minerales más resistentes a la meteorización. En las regiones áridas actuales
puede resultar más heterogeneidad debida a la precipitación de ópalo o calcita en las
fisuras o en los poros dentro de la matriz. (Hoyos, 2004).
2.3.4 Clasificación geotécnica formal de los suelos residuales (Hoyos, 2004).
Esta clasificación está basada en lo propuesto por Duchaufour (1982), básicamente está
dividida en 2 grandes grupos (A y B), donde el grupo A contempla a las corazas y el grupo
B contiene a los suelos maduros, las descripciones están dadas sobre la base de que los
suelos están bien desarrollados y en una etapa de equilibrio con las condiciones de
formación y pueden ser consideradas como estables en términos de sus características
más relevantes. Por supuesto, habrá muchas variaciones dependiendo de la edad, de la
posición topográfica y de otros factores, los suelos pueden ser más o menos maduros,
más o menos completos, erosionados, truncados o re depositados, Pueden haber estado
sometidos a cambios ambientales y pueden estar en vías de una modificación adecuada.
Pueden ser incluso completamente heredados, ver Tabla 2.11 (La cual se presenta en las
siguientes cinco páginas).
Tabla 2.11 Clasificación Formal de los suelos residuales (Hoyos, 2004).
Subdivisión Criterios de clasificación
Grupos
Características generales
A. Corazas Silcretos a. Fábrica de granos
soportada Granos esqueletales en una matriz autosoportada. Sobrecrecimientos de calcedonia ópticamente continuos, puede presentarse microcuarzo criptocristalino y opalino.
b. Fábrica flotante Los granos esqueletales flotantes en la matriz no autosoportantes. Pueden contener concreciones masivas.
c. Fábrica matricial Granos esqueletales Glóbulos masivos comunes en algunas formas, ausentes en otras.
d. Fábrica conglomerática
Contenido detrítico.
Calcreto a. Suelos calcificados Suelo blando o suelto cementado débilmente por CaCO3
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Subdivisión Criterios de clasificación
Grupos
Características generales
c. Calcreto nodular Nodular Concrecionario/ concéntrico
Nódulos o concentraciones en una matriz suelta sin estructura.
d. Colmena Nódulos Coalecente Cementado
Texturizado calcreto duro hasta muy duro con vacíos usualmente rellenos con suelo. Guijarros cementados y fragmentos unidos por cubiertas laminares.
e. Calcreto endurecido Colmena cementada Polvo cementado Recementado Nódulos horizontales coalecentes Cálcico endurecido en caja
Capa firme hasta muy dura suprayacente a un material más suelto y rara vez menor de 0.45 m puede ser seudolaminada.
f. Laminar Capas onduladas firmes hasta duras y finamente laminadas, frecuentemente cubiertas por costras.
g. Cantos Varían desde bloques discretos hasta coalecentes duros y muy duros, usualmente en una matriz de arena roja.
Yecreto a. Rosas del desierto Grupos de cristales individuales, maclados con intercrecimientos en una matriz de arena suelta en el nivel capilar.
b. Mesocristalino Cortezas subsuperficiales, euhedrales o lenticulares.
c. Endurecido Polvo Alabastro endurecido Cantos de alabastro
Cortezas superficiales - microcristalinas.
d. Evaporítico Laminado Estratificado
Láminas horizontales, ocasionalmente capas estratificadas.
e. Arena de dunas rica en yeso
Suelta o ligeramente cementada, frecuentemente en forma de duna.
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Página 79 de 220 Meteorización en rocas
Subdivisión Criterios de clasificación
Grupos
Características generales
Ferricreto a. Corazas freáticas 1. Local 2. Plintita 3. Petroplintita
Se presentan en las rupturas de pendiente y en los bordes de las cuencas. Hierro transportado por circulación lateral. Acumulado en los bajos topográficos como goetita o hematita. Segregación localizada. Parches rojos de hematita. Endurecida irreversiblemente por el descenso del nivel freático.
b. Corazas de meseta
Muy gruesas en las superficies de erosión. Concentrada en las zonas climáticas con fuertes contrastes estacionales. Engrosamiento lateral. La goetita es reemplazada por la hematita hasta hacerse dominante.
a. Pisolítico b. Escoriáceo y vesicular c. Petroplintita
Concreciones soldadas sin bandeamiento o seudoredondeadas. Acumulado en antiguas redes de fisuras de un horizonte poliédrico o prismático. Endurecimiento de plintitas frecuentemente vesiculares.
Alcreto Alucreto
a. Pisolítico en plintitas b. Escoriáceo y vesicular c. Petroplintita
Las mismas variedades que en los ferricretos.
B. Suelos maduros
Vertisoles a. Vertisoles (sensu stricto) 1. Desarrollado (Incluye los suelos negros) 2. Poco desarrolladas
Abundante arcilla expansiva. Alta relación de hierro férrico a hierro total. Predominan las arcillas de neoformación y agradación. Material parental frecuentemente cristalino y volcánico. Agrietamiento profundo y compactación asociados a la desecación.
Transicional b. Vertisoles coloreados 1. Transicional y ferruginoso 2. Suelos pardos entrópicos verticales vérticos
Característico de suelos tropicales húmedos con una estación seca corta. Frecuentemente derivados de rocas volcánicas o cristalinas básicas. Drenaje deficiente. Las diferencias dependen del grado de madurez de la materia orgánica y del contenido de hierro. Estructura desarrollada, contienen arcillas.
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Subdivisión Criterios de clasificación
Grupos
Características generales
Andosoles fersialíticos
a. Vitrisoles b. Andosoles (sensu stricto) 1. Andosoles húmicos 2. Andosoles diferenciados 3. Hidromórfico
Andosoles jóvenes ricos en vidrio volcánico, complejos órgano minerales < 10%. Poca diferenciación en el perfil. Fuertemente desarrollado con > 10% de complejos órgano minerales. Poca disminución de material orgánico con la profundidad. Todos los horizontes negros grisáceos. Alofánico. Fuerte disminución de material orgánico en profundidad. Horizonte B pardo. Arcilla escasa o inexistente. Se presenta sobre rocas masivas. Permanentemente saturado, lenta descomposición de la materia orgánica, parcialmente convertida en turba, poroso con abundante agua retenida. Reducción completa del hierro.
Transicional c. Suelos ándicos Mineralización rápida de material orgánico concentrado en la
superficie. Caolinización limitada, sílice escasa. Hidróxido, gibbsita, goetita.
Fersialíticos (sensu stricto)
a. Suelos pardos fersialíticos 1. Eutrófico pardo tropical 2. Subtropical y mediterráneo
Suelos jóvenes, y en consecuencia, diferentes de los suelos pardos eutróficos. Menos profundos que muchos suelos tropicales. La materia orgánica no está rubificada. Minerales de arcilla 2:1 con montmorillonita. No es considerado en adelante.
b. Suelos rojos fersialíticos modales 1. Suelo rojo fersialítico tropical 2. Subtropical y mediterráneo
Comunes en rocas básicas. Suelos antiguos rubificados. Minerales de arcilla 2:1 que se degradan a caolinita. Pérdida de sílice. La caolinita no es dominante. Puede tener un horizonte cálcico. No es considerado en adelante.
Ferruginoso (sensu stricto)
a. Argílico (horizonte Bt presente) 1. Ferruginoso eutrófico 2. Ferruginoso oligotrófico 3. Ferruginoso hidromórfico
Caolinita dominante. Minerales de arcilla 2:1 subordinados. Gibbsita ausente: saprolito caolinítico en los horizontes inferiores. La mayor parte de las arcillas de neoformación. Desarrollo fuertemente influenciado por la edad. Caolinización por degradación gradual de la montmorillonita, illita, arcillas interestratificadas y caolinización del feldespato. Saturación de bases > 50%. Saturación de bases < 50%.
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Subdivisión Criterios de clasificación
Grupos
Características generales
b. Ferrisoles (horizonte Bt no esencial) 1. Ferrisol, Bt débil 2. Ferrisol, Bt meteorizado 3. Hidromórfico 4. Húmico
Acumulación difusa de arcilla. Sin acumulación difusa de arcilla. Con segregación de hierro Puede contener gibbsita en alturas elevadas
Ferralítico (sensu stricto)
a. Ferralítico 1. Ferralítico caolinítico 2. Ferralítico gibbsítico
Los perfiles retienen la mayor parte del hierro y del aluminio. La sílice y algunas bases son removidas. El perfil se acidifica rápidamente. Las arcillas de neoformación son caolinitas. Presencia de gibbsita. Usualmente se reduce a cuarzo, caolinita, gibbsita y óxidos de hierro. Gibbsita ausente. Gibbsita dominante.
b. Ferralitas 1. Ferritas 2. Allitas
En rocas ultrabásicas. Aluminio escaso. Sílice y magnesio removidos. Hierro como goetita. Ferralitas hidromórficas, bien drenadas, permeables pero húmedas. Hierro movilizado por reducción y removido. Sólo permanece la gibbsita - uniformemente blanca.
c. Ferralítico (con segregación hidromórfica de hierro) 1. Hidromórfico 2.Plintítico 3. Endurecido
Zonas de regolito plástico; la zona moteada es anegada. El hierro está escasamente movilizado. Muy húmedo pero bien drenado. Se forma en la parte inferior de la pendiente en áreas mal drenadas. Hierro transportado a grandes distancias. Nivel freático ácido. En manantiales.
2.3.5 Estructuras heredadas
2.3.5.1 Suelo residual proveniente de rocas ígneas
Las rocas ígneas varían en tamaño de partículas y mineralogía. Las rocas ígneas con pH
ácido se meteoricen más rápidamente que las rocas ígneas básicas. Es común que en el
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proceso de meteorización, queden dentro de la masa descompuesta bloques de roca
relativamente inalterados. La alteración química afecta los feldespatos y micas
convirtiéndolos en arcilla, mientras el cuarzo permanece como arena. La descomposición
ocurre a lo largo de las juntas formando bloques meteorizados esferoidalmente, dejando
en el centro, volúmenes de granito inalterado.
En la Gráfica 2.19 se puede ver un sondeo típico del ensayo RQD (Rock Quality
Designation) realizado en rocas, en este caso rocas ígneas.
Gráfica 2.19 Muestreo típico de un suelo proveniente de rocas ígneas (Suárez J. , 2009).
Fitzpatrick y Le Roux (1977, en Geological Society Engineering Group Working Party
Report, 1995) encontraron que el espesor de los perfiles del suelo residual es mayor en la
parte baja de los taludes de granito meteorizado, mientras que en la parte alta, predomina
la caolinita y en las áreas bajas, las cuales son más húmedas, predomina la esmectita.
En suelos de origen ígneo generalmente hay un solo perfil con suelo en la superficie,
luego el saprolito y finalmente las rocas alterada y sana, ver Gráfica 2.20.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 83 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.20 Perfil de meteorización en materiales de origen Ígneo – Metamórfico (Suárez J. , 2009).
Las rocas ígneas intrusivas ácidas (con gran contenido de cuarzo) como el granito,
forman perfiles profundos, areno arcillosos, mientras las rocas ígneas básicas (poco
cuarzo) forman perfiles menos profundos y más arcillosos, (Wesley L. , 2009).
En la Tabla 2.12 se pueden ver los cambios en las propiedades que sufren dos suelos provenientes de rocas ígneas (la Dolerita y de la Granodiorita) para grados de meteorización.
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Página 84 de 220 Meteorización en rocas
Tabla 2.12 Ejemplo de variación de algunas propiedades de la Dolerita y de la Granodiorita dependiendo el grado de meteorización (Price D. G., 2008).
Grado Densidad (kN/ m
3)
Porosidad n (%)
Resistencia a
compresión inconfinada UCS (MPa)
Resistencia a tensión
inconfinada UTS (MPa)
Módulo de deformación
estático
Es (GPa)
Velocidad Sísmica Martillo de Schmidt
Hc
Angulo de
Fricción en Roca (Grados)
Cohesión en Roca
(kPa)
Onda longitudinal,
Vp (m/s)
Onda de corte Vs
(m/s)
Dolerita*
1—II 28.04 0.4 160 - 180 42-48 16.5 4000-5000 64 (60-75)
III 27.64 0.5 83 - 160 15-42 3.3 2500-4 000 53(50-60)
IV 26.96 1 58 - 83 11-15 1800-2500 45 (35-50)
V 26.18 32 24 - 58 2-11 1400-1800 25 (20-35)
Granodtorita*
1 25.6-26.96 2.6-0.4 111 - 165 31 34 3749 - 4968 2520 - 2883 47 17
II 25.7-26 3.3-5.9 60 - 97 145 15.3 1737 - 2377 1 545 - 1840 46 16
III 25.1-25.7 1.5-2.3 33 - 48 9.4 11.5 1 545 - 1840 1082 - 1139 38 14
IV 22.9-25.1 5.2-6.1 8 - 24 3.9 5.9 499 - 1447 17 8
V 19* 24 0.1 - 0002 0.013 6 3
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 85 de 220 Meteorización en rocas
2.3.5.2 Suelos residuales de rocas volcánicas plutónicas (ígneas extrusivas)
Los perfiles de meteorización en los suelos de origen volcánico, son similares en su
apariencia general con respecto a los suelos de origen ígneo intrusivo.
Los suelos residuales de origen volcánico generalmente son poco resistentes y estos
suelos tienen tendencia a la coloración roja.
El mineral de arcilla más común como producto de la meteorización de los suelos
volcánicos, es la Halloysita (Hurlimann, 2001, en Suárez, 2009). Otro mineral
comúnmente presente es la esmectita. Los suelos volcánicos son muy susceptibles a los
deslizamientos y a los flujos de detritos y lodos.
Andesita
Los minerales de la andesita se descomponen definiendo una secuencia de colores muy
bien definida, por ejemplo los minerales ferromagnesianos (Piroxenos) se alteran a clorita
lo que le da un color verde a las zonas profundas del perfil de meteorización (Gráfica
2.21). La clorita se altera en la parte superior del perfil oxidándose, lo que le da un color
amarillo o marrón formando ferricreto que equivale a una acumulación gradual de óxidos e
hidróxidos de hierro. Este ferricreto puede ser grueso impermeable y compacto.
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Página 86 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.21 Perfil típico de andesita (Blight, Wardle, & Fourie, 1997).
Los fenocristales de plagioclasa y biotita de la andesita, se muestran con óxidos de hierro
a su alrededor y se depositan arcillas, especialmente esmectita. El contenido de esmectita
disminuye con la profundidad. Igualmente, se identifican cristales de cuarzo, mica,
hematita, calcita y otros minerales (Suárez J. , 1998).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 87 de 220 Meteorización en rocas
Basaltos
El basalto de acuerdo con Ollier (1969 en Suárez, 1998) es atacado primero a lo largo de
los planos de juntas, conduciendo eventualmente a la meteorización esferoidal. La
mayoría de los minerales comúnmente se transforman en arcilla y óxido de hierro con
bases sueltas en la solución y como no hay cuarzo en la roca original, el subproducto
último de la descomposición con frecuencia, es un suelo marrón, pastoso, blando. Los
basaltos se descomponen fácilmente a arcillas, especialmente esmectitas y zeolitas.
Cuando el basalto se encuentra cercano a la superficie, ocurren procesos de expansión
de estas arcillas y la roca se va desintegrando.
2.3.5.3 Suelo residual proveniente de Cenizas volcánicas
Son suelos residuales derivados de las cenizas volcánicas que se desarrollan a través de
procesos de alteración física y química de los depósitos de cenizas volcánicas (disolución,
lixiviación y precipitación de compuestos ver Gráfica 2.22). Estos procesos transforman
los minerales, la forma y el tamaño de las partículas, la fábrica y la porosidad.
Su influencia es controlada por las condiciones climáticas y el tiempo. Los mecanismos de
disolución y lixiviación son muy importantes para la formación de los suelos derivados de
cenizas volcánicas ya que llevan a zonas superficiales altamente porosas las soluciones
necesarias para la síntesis de minerales secundarios.
Los suelos derivados de cenizas volcánicas presentan relaciones de vacíos muy elevadas
y porosidades muy altas. La mineralogía de estos suelos tiene gran influencia sobre sus
características y su comportamiento mecánico. Los minerales presentes en la fracción de
arcilla son la alofana, imogolita y Haloisita (Lizcano y otros, 2006 en Suárez, 2009).
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Página 88 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.22 Formación de suelos derivados de cenizas volcánicas (Suárez J. , 2009).
2.3.5.4 Suelo residual en rocas metamórficas
Las rocas metamórficas son mineralógicamente y texturalmente más complejas que otros
tipos de roca, por ejemplo, las rocas esquistosas y gneisicas tienden a concentrar
acumulaciones de minerales como biotita, moscovita y horblenda en capas foliadas (Price,
1995 en Suárez, 1998). La meteorización química en esas capas es mayor que en las
bandas adyacentes ricas en feldespatos y cuarzo.
La anisotropía de las propiedades mecánicas es mayor a medida que avanza el proceso
de meteorización (Dobereiner y otros, 1993 en Suárez, 1998). En este proceso, se genera
microfisuramiento de la roca, lo cual contribuye a cambios fuertes en las propiedades
ingenieriles. La profundidad del perfil de meteorización depende, al igual que en las rocas
ígneas, del relieve, el clima, la litología y la estructura.
Se han reportado perfiles de suelo meteorizado de diez metros de espesor, con una capa
superficial delgada de arcilla plástica (MH) sobre limos arenosos (ML) y sobre una arena
limosa (SM).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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Gneis
En los gneis, los feldespatos y los piroxenos tienden a meteorizarse rápidamente, los
anfíboles se meteorizan a una taza intermedia y el cuarzo tiende a permanecer. Los
minerales son segregados en bandas y esta meteorización por bandeamiento afecta su
manejo ingenieril. Los gneises meteorizan generalmente a arenas de grano medio,
micáceas, en perfiles menos profundos que los de un granito, pero conserva un
comportamiento muy similar, dependiente de las diferencias climáticas, de relieve, etc.
Esquistos
Los esquistos son extremadamente físiles a lo largo de la esquistosidad y este factor es
muy importante en la meteorización; y aunque contienen a veces minerales resistentes a
la descomposición, ésta puede ocurrir de forma relativamente fácil.
En los esquistos ocurre meteorización química por oxidación relacionada con la infiltración
de agua y debilitamiento por relajación de fuerzas a lo largo de los planos de
esquistosidad. Los procesos químicos pueden generar procesos mecánicos. La
deformación genera una especie de pulverización. La anisotropía de la roca aumenta a
medida que progresa la meteorización.
2.3.5.5 Suelo residual en rocas sedimentarias
Areniscas
Las areniscas se meteorizan a arenas, limos y arcillas. El proceso incluye meteorización
química y física. Como resultado, se forman capas intercaladas o manchas de varios
colores. Se pueden formar capas blancas de partículas de caolinita originadas por la
meteorización de los feldespatos. La formación de caolinita es, tal vez, uno de los
procesos más importantes en la meteorización de las areniscas. Igualmente, se forman
capas de color rosado de partículas finas, arenas y limos oxidados. Estas partículas se
encuentran comúnmente cementadas por óxidos de hierro o por cementantes silíceos
(Martins y otros, 2004, en Suárez, 2009).
David E Agudelo B
Página 90 de 220 Meteorización en rocas
Los suelos residuales de areniscas presentan una resistencia menor en la dirección de las
capas o vetas blancas de arcilla y una resistencia mayor en las concentraciones de
arenas y limos oxidados. Las capas de arenas cementadas actúan como un refuerzo de la
fábrica del suelo, generando una rigidez y una resistencia significativa al conjunto.
La forma como se localicen estas capas, va a determinar la susceptibilidad a los
deslizamientos. En algunas areniscas, predominan las arcillas y en otras, los limos y
arenas cementados (dependiendo de las condiciones de humedad en el proceso de
meteorización). Los procesos de meteorización son menos complejos en las rocas
sedimentarias de grano grueso. La mayoría de las areniscas están compuestas de granos
de cuarzo cementados. La textura de la roca afecta la porosidad y ésta a su vez, a la
meteorización.
Lutitas
Las lutitas se formaron de la sedimentación y cementación de partículas de arcilla (ver
Gráfica 2.23). En las rocas arcillosas predominan los procesos de meteorización física
sobre los procesos de descomposición química. En las rocas arcillosas, los efectos de la
meteorización sobre la estructura del suelo, son más importantes que los efectos sobre la
mineralogía.
Generalmente, las arcillas que aparecen en los suelos residuales son del mismo tipo que
las arcillas que componen la roca arcillosa, con muy pocas modificaciones mineralógicas.
Por ejemplo, cuando aparece esmectita en el suelo residual, probablemente ésta también
se encuentra en la roca parental (Fityus y Smith, 2004 en Suárez, 2009). Existen algunas
excepciones, como es el caso de los suelos arcillosos con mantos o vetas de carbón, en
los cuales se produce esmectita en el proceso.
Las lutitas contienen partículas de arcilla y limo, son comúnmente laminadas y las juntas
son poco espaciadas. La meteorización superficial incluye el agrietamiento por relajación
de esfuerzos o por procesos de humedecimiento y secado.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 91 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.23 Evolución de las lutitas desde su formación (Suárez J. , 2009).
La descomposición depende principalmente del tipo de arcilla presente así como de otros
minerales como la pirita. La pirita que es muy común en las lutitas, puede oxidarse
generando aguas ácidas, las cuales tienden a reaccionar con otros minerales. Los
procesos de expansión y contracción de las arcillas determinan en buena parte el
mecanismo de desintegración.
Las lutitas constituyen cerca de la mitad del volumen de rocas sedimentarias sobre la
corteza terrestre y han sido algunos de los materiales degradados más complicados de
manejar en las obras de ingeniería civil.
Las lutitas al meteorizarse, forman inicialmente capas de arcilla de apariencia laminar, las
cuales en el proceso final de meteorización se convierten en mantos gruesos de arcilla
blanda laminada.
Las diferencias de conductividad hidráulica debidas a la distribución granulométrica y a la
estratificación, pueden generar niveles colgados de corrientes de agua, que a su vez,
David E Agudelo B
Página 92 de 220 Meteorización en rocas
producen meteorización diferencial de acuerdo con las condiciones de humedad y
saturación de cada capa de suelo estratificado ver Gráfica 2.24
Gráfica 2.24 Niveles freáticos suspendidos en la estratificación de lutitas y areniscas (Suárez J. , 2009).
En los perfiles residuales de lutitas, aparece una capa superior blanda, completamente
desintegrada, seguida de una zona de desintegración que disminuye con la profundidad
(Bjerrum, 1967 en Suárez, 1998) y curiosamente, el contenido de agua aumenta
bruscamente en la zona de contacto de la lutita inalterada con la zona medianamente
alterada. Entre mayor es la meteorización, la conductividad hidráulica se hace menor.
Aunque se conocen casos de meteorización aislada de capas profundas asociadas con
capas delgadas donde la permeabilidad varía esto se puede ver en la Gráfica 2.25.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 93 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.25 Perfil general de meteorización en materiales de origen sedimentario (Suárez J. , 2009)
Las fallas generalmente están relacionadas con capas algo profundas, por superficies de
debilidad más o menos planas e intensamente meteorizadas con presiones de poros
altas. De las rocas sedimentarias, las lutitas son las más susceptibles a deslizamientos.
Las lutitas están conformadas por capas de diferente composición y por lo tanto de
diferentes propiedades, tales como capas de bentonita, zonas de margas y planos de
estratificación que pueden controlar las superficies de deslizamiento y las trayectorias de
infiltración.
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Página 94 de 220 Meteorización en rocas
Las intercalaciones de rocas permeables e impermeables pueden representar situaciones
propicias para la ocurrencia de deslizamientos, como en el caso de mantos de areniscas y
arcillolitas intercaladas. De acuerdo con la posición de los diversos mantos y el
buzamiento de los estratos, se puede presentar un determinado mecanismo de falla. En
lutitas o en alteraciones de areniscas y lutitas, existe un perfil general similar a los
propuestos en los sistemas de clasificación, pero a su vez, cada capa entre planos muy
definidos de estratificación, genera su propio perfil por meteorización diferencial.
Calizas y Rocas Carbonatadas
Las calizas presentan perfiles relativamente profundos de meteorización, en presencia de
humedades altas, en pendientes suaves. En las calizas o rocas carbonatadas la
meteorización es controlada por el proceso de disolución en agua (Sowers, 1985); los
materiales no solubles o que no han tenido suficiente contacto con el agua para
disolverse, se mantienen intactos, mientras los solubles se descomponen totalmente.
La disolución y remoción rápida de evaporitas, yeso y otros componentes carbonatados
por acción del flujo de agua, generan dificultades importantes de ingeniería. El resultado
de este proceso de meteorización por disolución, es una mezcla heterogénea de
materiales blandos y duros con cambios bruscos pero irregulares.
Suelos aluviales meteorizados
En ocasiones, se encuentran formaciones aluviales del Cuaternario o Terciario que han
sufrido procesos de meteorización por descomposición, desintegración, oxidación y
recementación. Los perfiles de meteorización son poco profundos en las formaciones
poco permeables, pero pueden alcanzar grandes profundidades en los materiales
permeables y son escasas las discontinuidades heredadas, las cuales son comúnmente
verticales y discontinuas, ocasionadas por procesos de secado y humedecimiento, o por
sismos, sin embargo, en los materiales que han sufrido procesos de neotectónica, se
pueden presentar discontinuidades similares a las diaclasas de las rocas.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 95 de 220 Meteorización en rocas
La meteorización de los suelos aluviales ocurre en tres formas así:
• Por descomposición de los cantos o partículas gruesas dentro del conjunto. Cada
material meteoriza en forma diferente y algunas partículas, presentan una resistencia muy
alta a la descomposición.
• Por oxidación. Los materiales finos se oxidan formando óxidos de hierro, el cual le da
una coloración roja al suelo.
• Por lixiviado. En suelos permeables se produce el lavado y depositación de las
partículas finas por acción de las corrientes de agua.
Las terrazas aluviales generalmente son de materiales permeables y están sujetas a
procesos de humedecimiento y secado. En el proceso de secado, se depositan óxidos de
hierro. El proceso de secamiento es muy importante en la formación de suelos residuales
cementados por la precipitación de sales solubles.
Dependiendo de la temperatura, el proceso de secado puede desintegrar el suelo,
rompiendo la cementación de los óxidos de hierro y generando fisuras o disolviendo los
óxidos de hierro relacionado con la acidez de la superficie de arcilla, también se pueden
generar partículas de arcilla más grandes debido a la deshidratación de los cationes y
óxidos de hierro.
Esta situación ha sido estudiada en los depósitos aluviales antiguos de San Juan de
Puerto Rico (Zhang y otros, 2004 en Suárez, 2009) y en los suelos de la terraza de
Bucaramanga, en Colombia. Los procesos de meteorización son muy similares en los dos
sitios (Suárez J. , 2009).
En el caso de San Juan de Puerto Rico, se encuentran los siguientes detalles:
• Existen agrupaciones de partículas de arcilla (caolinita y esmectita) formando clusters
(pequeños grupos de particulas) de 10 a 20 μm de tamaño.
• Los óxidos de hierro forman capas impermeables alrededor de los clusters de arcilla.
Estos óxidos, en la práctica, desactivan el comportamiento de las arcillas.
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Página 96 de 220 Meteorización en rocas
• Los grupos de partículas cementadas por los óxidos de hierro forman agregados duros
de mayor tamaño (50 a 100 μm).
• Las partículas de limo y arena se unen y se cementan a los agregados de arcilla,
cementados con los óxidos de hierro.
El resultado es un depósito meteorizado, cementado, con una microestructura compleja.
En el proceso de meteorización por humedecimiento y secado, se genera una
preconsolidación de estos mantos formando costras duras, densas, cementadas, de
espesor importante. En el caso de Bucaramanga, el espesor de los materiales
meteorizados puede alcanzar más de 5.0 metros (Suárez J. , 2009).
El material intacto es muy duro, pero al mismo tiempo muy frágil, especialmente en el
caso de sismos y se pueden generar agrietamientos, los cuales pueden actuar como
superficies de debilidad para la activación de deslizamientos. El perfil meteorizado está
más cementado y posee una cohesión mayor en la superficie del terreno que en los
mantos más profundos, pero las partículas gruesas y cantos se encuentran más
descompuestos en la superficie.
Las formaciones aluviales de arenas y gravas, tienden a formar superficies de falla en
planos más o menos rectos y en casos de alturas grandes de capilaridad se presentan
fallas casi verticales con la presencia de grietas de tensión y una componente pequeña de
volteo. En las formaciones arcillosas, las fallas de deslizamiento tienen superficies
generalmente curvas.
2.3.6 Suelos residuales especiales
2.3.6.1 Las Lateritas
Los suelos arcillosos ricos en aluminio y hierro son muy frecuentes y se caracterizan por
la presencia de óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio; el hierro en pequeñas
cantidades, que es movilizado por el agua subterránea, es luego oxidado.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 97 de 220 Meteorización en rocas
El movimiento cíclico de los niveles de agua conduce a la acumulación de óxidos de
hierro, formando una capa de suelos cementados, generalmente semipermeables ver
Gráfica 2.26. Estos materiales se van endureciendo en presencia del aire, formando
suelos lateríticos, los cuales poseen una gradación que puede ir desde las gravas a las
arcillas y una plasticidad de baja a intermedia ver Tabla 2.13 Es el proceso físico-químico
que convierte el suelo o roca en laterita.
Las lateritas no son derivadas directamente de las rocas, sino que son el resultado de la
remoción gradual de sílice y sales solubles.
Gráfica 2.26 Formación de lateritas por corrientes de agua ocasional (Wesley L. , 2009).
Este proceso ocurre cuando el agua se percola a través del suelo o la roca. La grava
laterítica es un suelo de consistencia gruesa, granular, que tiene partículas que se forman
de la cementación de partículas más pequeñas. Al clasificarse, podría ser grava o arena,
pero posee matriz de arcillas o limos. Estos suelos comúnmente son de color rojo.
Las lateritas tienen su importancia, especialmente en la construcción de carreteras, por el
uso de las gravas lateríticas como material de base y sub-base vial. El cuarzo como
mineral no soluble es abundante y hace que su resistencia al corte sea apreciable. Las
rocas que forman con frecuencia lateritas, son las rocas ígneas ácidas y algunas
metamórficas como el gneis, los basaltos y las areniscas.
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Página 98 de 220 Meteorización en rocas
Algunas rocas que no son favorables para el desarrollo de lateritas son las calizas, que
aunque son muy solubles, no poseen una permeabilidad que permita la ocurrencia de
lateritas. Lo mismo ocurre con las lutitas y pizarras.
Ante la presencia de una gran cantidad de suelos residuales tropicales de coloración
rojiza, la identificación de lateritas debe hacerse por la presencia de partículas del tamaño
de la grava y por su ocurrencia en sitios de poca vegetación, donde la humedad no es
permanente, pero que están expuestos a la acción de la lluvia. En la Tabla 2.13 se
presentan algunas propiedades típicas de los suelos lateríticos
Tabla 2.13 Propiedades típicas de los suelos tropicales lateríticos (Hoyos, 2004).
Propiedad Valor
Contenido de agua 10 a 49 %
Límite líquido 33 a 90 %
Límite plástico 13 a 31 %
Porcentaje de arcilla 15 a 45 %
Peso unitario seco 1.6 a 2.0 g/cm³.
Angulo de fricción interna 28° a 39°
2.3.6.2 Arcillas Negras Tropicales (Vertisol)
Otro tipo de suelo común en los ambientes tropicales, son las arcillas negras (Black cotton
soil), las cuales se desarrollan en áreas de drenaje pobre, con periodos secos y húmedos
muy bien definidos.
La arcilla presente más común en los suelos negros tropicales es la montmorillonita, lo
cual conduce a que estos suelos sean generalmente expansivos, especialmente en los
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 99 de 220 Meteorización en rocas
metros más subsuperficiales del perfil, en la Tabla 2.14 se presentan algunas de las
propiedades típicas de estas arcillas negras tropicales
Tabla 2.14 Propiedades típicas de las arcillas tropicales negras (Hoyos, 2004).
Propiedad %
Porcentaje de arcilla Más del 50
Porcentaje de limos 20 a 40
Porcentaje de arenas 10 a 30
Materia orgánica Menos del 2%
Límite líquido 50 a 100
Indice plástico 25 a 70
Indice de contracción 10 a 12
2.3.6.3 Suelos Dispersivos Residuales
Es frecuente en las áreas tropicales, la presencia de suelos arcillosos o arcillo-arenosos
dispersivos, los cuales son muy susceptibles a ser erosionados por las corrientes de
agua. Estos suelos son generalmente de coloración amarilla a roja. No existe realmente
una velocidad crítica de erosión para los suelos dispersivos, los cuales son disueltos en
aguas desintegran por acción química por ejemplo son muy susceptibles como los suelos
de bentonita, montmorillonita son al sulfato de sodio (Na2SO4) (Ouhadi, 2005).
2.4 Factores que controlan los procesos de meteorización
El modelado del relieve se produce, en gran medida, por la acción de la meteorización
sobre los materiales prexistentes. El moldelado, por tanto, vendrá condicionado por los
mismos factores que controlan la meteorización. De estos factores los más importantes
son el tipo de materiales (litología) y el clima (temperatura, humedad, vientos, y radiación
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Página 100 de 220 Meteorización en rocas
solar), pero existen otros factores que contribuyen a exagerar o suavizar los efectos que
marcan los factores básicos, estos son: la estructura variable y el tiempo.
Los procesos de meteorización son influenciados por factores endogenéticos y/o
exogenéticos, los factores endogenéticos están relacionados con la estructura y la
composición de la roca, la presencia de minerales susceptibles a un proceso químico,
ejemplo de esto es la calcita, la cual es afectada por la carbonatación y feldespatos
afectados por hidrolisis la cual influencia los patrones y efectividad de la meteorización
química.
La textura también es un factor importante, las rocas de granos finos las cuales poseen
una red cerrada e intrínseca de uniones en sus cristales, pueden meteorizarse más rápido
que las rocas de granos grueso como el granito. En la cual hay menos líneas de debilidad,
la ocurrencia de las juntas y los planos inclinados, juntas con micro fisuras, son un factor
vital para que ocurran varios procesos de meteorización. Las rocas que poseen menos
juntas (las rocas masivas) normalmente son muy resistentes a la meteorización.
La superficie de meteorización puede realizarse en capas, exfoliación, grano a grano o
por desagregación granular.
2.4.1 Exógenos
Dentro de los factores exogenéticos se incluyen el clima y la vegetación. El clima
determina la presencia de agua, el ambiente atmosférico y la temperatura del suelo, y los
rangos de temperatura (diurna y anual) en una área determinada, el agua es importante
para la mayoría quizá todos los procesos de meteorización, tanto para los físicos como
para los químicos (Small, 1982)
2.4.1.1 Clima
El clima tiene variaciones por: épocas, por estaciones, por la actividad solar, por los
volcanes, etc., un factor importante para que se genere la meteorización química es la
disponibilidad de aguas lluvias, Weinert (1974, en Selby, 1993)) propuso un índice
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 101 de 220 Meteorización en rocas
definido como el índice de Weinert, N, calculado como 12 veces la evaporación del mes
más caliente sobre la precipitación anual. Para valores bajos de N favorece la lixiviación y
descomposición química, mientras altos valores de N favorecen la desintegración física,
Goodman (en Selby, 1993) define que el límite entre estos dos tipos de meteorización un
valor de N=5, entonces: los valores de N < 5 indican condiciones climáticas que dan lugar
a un manto de suelo residual.
N=12 Ej/Pa Dónde: Ej: es la evaporación durante el mes más cálido y Pa es la presión atmosférica.
La capacidad de predecir la profundidad de los suelos residuales está limitada por las
complejas interacciones de diferentes factores que la controlan. Sin embargo, es posible
presentar algunas pautas. La variabilidad puede ser definida como zonal, regional o local.
Es posible indicar intervalos probables de espesores de meteorización en el interior de
zonas climáticas características. La Gráfica 2.27, Selby (1993), muestra que los
horizontes superficiales profundamente alterados en los trópicos dan paso en profundidad
a materiales menos alterados que frecuentemente son similares a los horizontes
superficiales de los perfiles en zonas climáticas más frías y menos húmedas
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Página 102 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.27 Formación de mantos en áreas de estabilidad tectónica y bajo relieve. Este esquema muestra una relación entre los factores climáticos, vegetación, y
profundidad de meteorización, y los horizontes predominantes (Selby 1993).
En la Gráfica 2.27 se puede comparar el espesor y características del perfil de
meteorización para diferentes tipos de clima. Así por ejemplo en una zona de Taiga (un
clima sur ártico con escasa vegetación) donde la precipitación anual fluctúa entre 500 mm
y 700mm y la temperatura es inferior a 10°C, con evaporación comprable a la
precipitación, no se forman hematita y gibsita; la caolinita es escasa mientras
proporcionalmente abunda la montmorillonita. La profundidad de la descomposición es
pequeña.
En contraste en la zona de bosque tropical con alta precipitación anual, por encima de los
1.800mm se presenta todos los minerales de alteración y el suelo residual es profundo, es
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 103 de 220 Meteorización en rocas
decir que abundan los suelos lateríticos junto con la caolinita en la parte superior del perfil.
Estos suelos abundan en la Cordillera Central de Colombia, junto con la Halloysita y la
alofana, esta última asociada a los suelos volcánicos jóvenes.
En la Gráfica 2.28 se muestra la representación gráfica de cada uno de los suelos
formados por los anteriores factores climáticos mostrados en la Gráfica 2.27.
Gráfica 2.28 Perfiles de meteorización de diferentes tipos de roca y diferentes condiciones ambientales (Blyth & Freitas, 2003).
Adicionalmente en la Gráfica 2.28 en la parte inferior se encuentran los nombres de los
suelos, que son explicados uno por uno más adelante
2.4.1.2 Localización
Este es un factor importante, el terreno debe ser considerado en términos del clima
regional y de la provincia estructural en un extremo y de la geología de afloramiento, la
estructura local y la morfología del sitio, a escala local depende de la apreciación de las
propiedades específicas del terreno y de sus alrededores. Los factores climáticos
modernos incluyen la temperatura media anual, la precipitación anual y su distribución
estacional. Las variaciones climáticas del cuaternario son importantes debido a que la
mayoría de los suelos se desarrollan en intervalos prolongados de tiempo; los cambios
latitudinales resultantes de los movimientos de placas pueden ser relevantes en el caso
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Página 104 de 220 Meteorización en rocas
de suelos muy antiguos (Geological Society Engineering Group Working Party Report,
1995).
La Gráfica 2.29 (A) tiene la intención de demostrar las correspondencias generales entre
las clases de suelos residuales y los tipos de meteorización, entre el grado de
meteorización y el tipo de suelo residual en un perfil vertical. Tales correspondencias
pueden ser útiles conceptualmente y pueden ser usadas con precaución. En algunos
perfiles tropicales, por ejemplo, se presenta una completa transición desde la roca fresca
hasta los materiales de suelo ferralítico en una distancia menor a 1m. alrededor de los
núcleos residuales de roca.
En la Gráfica 2.29 (B) 1 y 2 son ejemplos de secuencias a través de pendientes
hipotéticas desarrolladas en rocas premeteorizadas, mostrando cómo los diferentes
horizontes del perfil de meteorización (roca y suelo residual) pueden aflorar y donde
pueden desarrollarse otros tipos de suelo residual y de corazas.
Gráfica 2.29 Diagrama esquemático para relacionar la profundidad y grado de meteorización (Hoyos, 2004).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 105 de 220 Meteorización en rocas
2.4.1.3 Condiciones geomorfológicas del terreno
Este factor afecta la profundidad de meteorización debido a la influencia de la pendiente
cercana y del relieve aledaño en el drenaje y, en consecuencia, en la velocidad de
lixiviación. Además, la meteorización frecuentemente es menos intensa en alturas
elevadas debido a las bajas temperaturas. La historia geomorfológica ayuda a aproximar
la edad de la superficie del terreno, lo cual indica la fecha más temprana posible de la
iniciación del desarrollo del perfil. En los trópicos húmedos, se da una mayor eficiencia del
drenaje subterráneo en los interfluvios y en la parte superior de las pendientes de los
valles, lo que permite una mayor penetración de la meteorización, y las corrientes
superficiales permanentes o estacionales excavan los residuos de meteorización y
exponen el basamento rocoso. En los trópicos semiáridos y en las sabanas, los
interfluvios y las partes superiores de las laderas están sometidas a una fuerte erosión
laminar que puede exponer el basamento rocoso o corazas antiguas, el material
erosionado frecuentemente se acumula en la parte inferior de las laderas y forman
gruesos suelos de acumulación. Las corrientes efímeras que no están confinadas a
canales contribuyen a que la meteorización penetre profundamente debajo de los fondos
de los valles (Hoyos, 2004).
En los climas monzónicos tiene lugar una profunda meteorización por debajo de los valles
de corrientes de bajo orden (conocidos localmente como bolis, dambos, vleis o biaxas).
Los ríos perennes o las corrientes estacionales de orden alto usualmente transcurren por
canales excavados en la roca (Thomas 1974 en Hoyos, 2004) pero puede presentarse la
meteorización donde los valles siguen el alineamiento del patrón de fracturamiento de la
roca, o donde las corrientes han migrado sobre amplias llanuras de inundación durante
10.000 a 100.000 años. Las zonas de percolación alrededor de grandes colinas
(inselberg) o al pie de los escarpes frecuentemente están asociadas con meteorización
profunda aun cuando se encuentren adyacentes a afloramientos rocosos.
Los mantos de meteorización profundos en áreas tropicales semiáridas generalmente son
el resultado de períodos húmedos anteriores, que pueden datar del Mesozoico tardío o
del Cenozoico temprano (Partridge & Maud 1987 en Hoyos, 2004) y actualmente están
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Página 106 de 220 Meteorización en rocas
protegidos por lateritas o silcretos. Algunos mantos profundos también están preservados
por una cubierta forestal en los trópicos húmedos sobre pendientes relativamente altas,
hasta 20°. Tales mantos llegan a ser inestables después de la tala y puede ocurrir
erosiones aún bajo la vegetación después de períodos prolongados de lluvias fuertes,
(Hoyos, 2004).
2.4.2 Endógenos
Son factores en su interior que producen alteración del material.
Los términos microestructura, fábrica y textura se refieren al arreglo físico de los granos o
partículas. Este arreglo junto con la mineralogía, el grado de meteorización y la estructura
de discontinuidades determina el comportamiento ingenieril de la mayoría de los suelos
residuales. La microestructura incluye la microfábrica, la composición y las fuerzas entre
partículas. Las investigaciones de microestructura se realizan utilizando microscopios
ópticos o microscopios electrónicos. La cementación de grupos de partículas es
responsable de altas relaciones de vacíos, bajas densidades, altas resistencias, baja
compresibilidad y alta permeabilidad. Generalmente la microestructura se analiza en dos
niveles: textura y fábrica (Suárez J. , 1998).
2.4.2.1 Litología
Partiendo del hecho que el relieve es el conjunto de formas que adoptan los materiales y
rocas de la corteza terrestre, se podría decir que este factor es el más importante que
influye en el modelado del relieve, debido precisamente que es allí donde se producen
todos los procesos de la meteorización, aunque para que se de la meteorización es
importante contar con otras variables como temperatura, agua y viento. Todos estos
agentes son los encargaos de provocar los relieves que podemos observar hoy en día.
La susceptibilidad de las rocas a la acción química es una función de su composición
mineralógica, textura y presencia de fracturas. En términos generales, el proceso de
meteorización aumenta con la finura del tamaño de los granos, con la porosidad y con la
permeabilidad, en la mayoría de los procesos de meteorización en las rocas ígneas,
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 107 de 220 Meteorización en rocas
predominan los procesos químicos, mientras en las rocas sedimentarias predominan los
procesos físicos; sin embargo, estos procesos se interrelacionan (Suárez J. , 2009).
2.4.2.2 Superficie específica
El tamaño de las partículas, la dureza, la permeabilidad y el grado de cementación así
como la mineralogía y la superficie específica, influyen en el proceso de meteorización.
Sobre todo este último ya que la química ocurre sobre la superficie específica de las
partículas más específicamente entre la solución y los granos del mineral, por esto mismo
la velocidad de la meteorización dependerá de esta superficie específica.
Gráfica 2.30 superficie especifica (González C. A., 2012)
Al actuar los diferentes procesos de meteorización química sobre la superficie específica
las partículas se van fragmentando haciendo que la superficie específica sea mayor y
aumentando la porosidad en el suelo. Estos procesos de meteorización química suceden
en su mayoría debido al agua, por lo tanto uno de los factores más importantes, sino el
más importante es la permeabilidad.
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Página 108 de 220 Meteorización en rocas
2.5 Tasas de meteorización
Las tasas de meteorización dependen de:
Clima:
a. Lluvia: como se puede apreciar previamente en la meteorización química, en un
ambiente con muchas lluvias la velocidad de la meteorización aumenta.
b. Temperatura: al igual que la lluvia son los factores que más afectan la
meteorización, un ambiente cálido produce mayor meteorización, especialmente si
hay variación abrupta de la temperatura
Hidráulica:
a. Discontinuidades: este factor afecta gravemente a los suelos que se encuentran en
regiones con estaciones por ciclos de humedecimiento y secado, dicho proceso
genera y prolonga las grietas existentes aumentando así cada vez más la velocidad
de la meteorización, También son afectados en menor medida los suelos donde
pueden crecer raíces.
b. Permeabilidad: la velocidad con la que se pueda meteorizar un suelo depende en
gran medida la susceptibilidad que tenga este al agua, entre más permeable sea el
suelo menor capacidad de agentes meteorizantes que el agua trae consigo
afectaran el suelo, ya que si el suelo tiene una permeabilidad baja se verá menos
afectado que un suelo de permeabilidad alta.
Tipo de roca: algunos tipos de suelos tienden a meteorizarse más rápido que
otros por la misma susceptibilidad de algunos materiales a acciones químicas.
Por ejemplo un suelo susceptible al dióxido de carbono como una Calcita en un
ambiente con mucho dióxido de carbono se verá más meteorizado en un menor
tiempo menor en un ambiente expuesto a este, que en un ambiente libre de este
gas.
A corto plazo la meteorización puede afectar las lapidas en los cementerios, de hecho
inicialmente este método se utilizó para medir la velocidad de la meteorización de algunos
tipos de rocas dado que se sabe a ciencia cierta cuando fueron colocadas y el clima, en la
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 109 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.31 se muestran 2 lapidas de diferentes tipos de rocas relativamente de la misma
época una en granito y otra en calcita.
Gráfica 2.31 El examen de las lapidas revela la velocidad de meteorización química en diversos tipos de roca (Tarbuck & Lutgens, 2005)
Una meteorización más rápida que esta la sufren los agregados o escolleras. Dichas
estructuras se ven afectadas en cuestión de meses o décadas, Christodoulinas &
Giannaros, 1993 y Emerik, 1995), en Tarbuck & Lutgens, (2005), determinaron una
velocidad de meteorización aproximadamente entre 0.5 a 1mm en 100 años para la
calcita dependiendo de las condiciones climáticas.
Por todo lo anteriormente mencionado no podemos hablar de una tasa de meteorización
en general, por el contrario tenemos que hablar de una tasa de meteorización para
determinados tipos de suelos o rocas, en determinados climas. Algunos autores
estudiaron perfiles de meteorización y reportan los tiempos en los que se desarrolla la
meteorización para determinados lugares, por ejemplo: Fookes (1988) habló de una tasa
meteorización de aproximadamente 0.001mm/año estas tasas fueron recalculadas
posteriormente por Olliver (1984) y Shelvy (1993) donde establecieron que por año puede
llegar hasta los 11.5mm por año dependiendo del tipo de la roca y de condiciones
ambientales locales, para suelos en Reino Unido, Ruxon (1980), propone que tomó
17.000 años para producir una meteorización parcial de 4m de profundidad en Hong Kong
(Geological Society Engineering Group Working Party Report, 1995).
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Página 110 de 220 Meteorización en rocas
En la Gráfica 2.32(a) se encuentra la ubicación de una mina en Brasil donde se muestran
3 horizontes los cuales tienen diferentes tasas de meteorización, todo el perfil mide
60metros; el primer estrato de 0 a 42m en profundidad tardó de 12.7 ± 0.1 a 7.6 ± 0.1m
Ma (millones de años) en meteorizarse; el segundo estrato de 42 a 45m tardó 7.6 ± 0.2 a
6.1 ± 0.2 Ma ; y el tercer estrato de 45m a 60m tardó 7.1 ± 0.2 to 5.9 ± 0.1 Ma at 45 m;
6.6 ± 0.1 to 5.2 ± 0.1 Ma.
El método usado para determinar estos tiempos fue usando mezcla entre balance de
masas y por denudación de isotopos cosmogénicos.
Nota: El balance de masas es un cálculo químico que se hace para cuantificar la entrada
y salida de reactivos y productos en la meteorización. Y el proceso de denudación de
isotopos cosmogénicos es un método algo parecido al uso de la prueba de radiocarbono
(carbono-14) en materiales los orgánicos. (Oliveira & Vasconcelos, 2005)
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 111 de 220 Meteorización en rocas
Gráfica 2.32 Perfiles de la mina Cachoeira Brasil (Oliveira & Vasconcelos, 2005).
(Duan, Hao, Xie, Zhoua, & Yea, 2002) Determinaron la tasa de meteorización para
diferentes suelos en china basados en: balance electro químico de masas, simulaciones
de la lixiviación, temperatura, promedio de lluvias anuales y el pH. Para varios tipos de
suelos en China:
La tasa de meteorización se presenta en las siguientes unidades:
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Página 112 de 220 Meteorización en rocas
Donde Keq (Kilo equivalente): Es la cantidad de un elemento que remplaza o se combina
con 1,008 gramos de hidrógeno
Entonces: Peso Equivalente = Peso atómico / electrones de valencia Ejemplo: 1 eq de Sodio = 23 g de Sodio / 1 electrones de valencia = 23g de Na Por lo tanto: 1 KEq de Potasio = 39 Kilogramos Potasio / 1 electrón de valencia = 39Kg de K 1Keq de Calcio = 20 Kilogramos de Calcio / 2 electrones de valencia = 10Kg de Ca
Esto porque el sodio y el potasio tienen un electrón de valencia y el calcio tiene 2
electrones de valencia y teniendo en cuenta que los electrones de valencia son los que se
desprenden en el momento de haber una reacción química hace que al tener menos
electrones de valencia tenga el elemento el suelo se vea más afectado. (Washington,
2002)
En la Tabla 2.15 se muestran 18 lugares donde se determinó el tipo de suelo, material
parental, el uso del suelo, la temperatura y la pluviosidad, con esto se estableció la
estabilidad electro química de cada elemento que se tenía en una hectárea de suelo en
un año.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 113 de 220 Meteorización en rocas
Tabla 2.15 factores tenidos en cuenta para el cálculo de la velocidad de meteorización en diferentes lugares (Duan, Hao, Xie, Zhoua, & Yea, 2002).
No lugar tipo de suelo
material parental
Uso del suelo
temp °C
Pluviosidad Tasa de meteorización
química (estabilidad
electro química)
Keq/(Ha*año)
1 Suixi, Guangdong
Latosol Basalt Masson pine
22 1.8 1.9 1.5 1.1
2 Wuchuan, Guangdong
Latosol Granite Masson pine
23 1.8 1.6 1.2 0.9
3 Zhanjiang, Guangdong
Latosol Sediment Masson pine
23 1.8 1.5 1.2 0.8
4 Jiujiang, Jiangxi
Red Earth Phyllite Masson pine
17 1.6 1.2 1.1 0.9
5 Jiujiang, Jiangxi
Red Earth Sandstone Masson pine
17 1.6 1.2 1.2 1.0
6 Xiangtan, Hunan
Red Earth Granite Masson pine
17 1.4 1.5 1.5 1.2
7 Jingxian, Anhui
Yellow-Red Earth
Granite Masson pine
14 0.9 1.7 0.7 1.4
8 Conghua, Guangdong
Lateritic Red Earth
Granite Masson pine
22 1.7 2.0 1.6 1.1
9 Shenzhen, Guangdong
Lateritic Red Earth
Sandstone Masson pine
22 1.9 1.8 1.4 1.0
10 Guiyang, Guizhou
Yellow Earth
Granite Masson pine
15 1.2 1.5 0.6 1.1
11 Jinzhai, Anhui
Yellow-Brown Earth
Granite Masson pine
15 1.0 1.5 1.0 1.3
12 Zhouxian, Shandong
Brown Forest Soil
Granite Chinese pine
13 0.7 1.0 0.7 1.1
13 Shenyang, Liaoning
Cinnamon Soil
Loess Chinese pine
8 0.7 1.9 0.8 1.5
14 Leshan, Sichuan
Purplish Soil
Schist Masson pine
16 1.0 1.5 0.4 1.3
15 Acheng, Heilongjiang
Black Soil Proluvium Larch 2 0.5 0.3 0.4 0.8
16 Hulin, Heilongjiang
Albic Bleached
Soil
Granite Larch 3 0.5 0.3 0.5 0.9
17 Huma, Heilongjiang
Dark Brown Soil
Granite Larch −3 0.4 0.4 0.6 1.2
18 Xinlin, Heilongjiang
Podzolic Soil
Quartzite Larch −4 0.4 0.3 0.4 0.8
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Página 114 de 220 Meteorización en rocas
Una vez fueron obtenidos los valores de la estabilidad electro química de cada tipo de
elemento, y conociendo la composición por porcentajes de la mineralogía del suelo, se
determinaron las tasas de meteorización total (Rw), incluyendo la suma de todos los
elementos a diferentes profundidades por medio de la siguiente ecuación:
( ) ∑
(
) )
Donde: Rw es la tasa de meteorización. z: es la profundidad
t: tiempo
s: es la densidad BULK M: es la masa xP,R: es la fracción del material parental xP,i: es la fracción del elemento xS,i : es la fracción del elemento en el suelo.
Como se puede ver la formula no es más que una sumatoria de factores en los que se
tienen en cuenta: la profundidad, el tiempo, la densidad del suelo, la masa del material,
las fracciones parentales del material, la fracción de los elementos presentes en el suelo
(Calcio, Magnesio, Potasio, Sodio, etc.) y la fracción del producto del suelo (Duan, Hao,
Xie, Zhoua, & Yea, 2002)
Al realizar todos los cálculos se obtiene la velocidad de la meteorización presentada en la Tabla 2.16
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 115 de 220 Meteorización en rocas
Tabla 2.16 tasas de Meteorización para diferentes tipos de suelos (Duan, Hao, Xie, Zhoua, & Yea, 2002)
Tipo de suelo Lugar de muestreo
Tasa de meteorización
química (estabilidad electro química)
Keq/(Ha*año)
Yellow Earth (Tierra
Amarilla)
0.59
Red Earth
(Tierra Roja)
0.50
Lateritic Red Earth
(Tierra roja Laterita)
0.39
Latosol 0.35
Red Earth Liuzhou, Guangxi 0.20–2.3
Sandy (arena) 0.20–0.69
Loamy (Loam) 0.95–2.3
Yellow Earth Liuzhou, Guangxi 0.54
Lateritic Red Earth Liuzhou, Guangxi 0.80
Purple Soil
(Suelo purpura)
Liuzhou, Guangxi 0.56
David E Agudelo B
Página 116 de 220 Meteorización en rocas
Se puede concluir por ejemplo que para un Latosol se meteoriza químicamente
aproximadamente
, lo que significa que aproximadamente en un año se
meteorizan en un año 350 gramos de suelo en una hectárea (Washington, 2002).
En la Tabla 2.17 se presenta la estabilidad electroquímica para diferentes tipos de suelos
Tabla 2.17 Estabilidad electroquímica para diferentes tipos de suelos (Macías, Rodríguez, Camps, Camps, & Barreal, 2005).
Material original Tipo de Sudo (FAO) Carga critica
Keq/Ha/Año
Cuarcitas Leptosoles 1,396 - 3,654
Regosoles 1,819 - 3,795
Filitas y pizarras Leptosoles 1,971 - 3,775
Reyosoles 2,523 - 3,775
Cambisoles 1,137 - 4,250
Granitos Leptosoles 0,487 - 3,684
Reyosoles 1,137 - 4,289
Cambisoles 1,137 - 4,289
Esquistos Leptosoles 2,788 - 3,332
Reyosoles 2,788 - 3,332
Cambisoles 4,061 - 4,559
Rocas Básicas Leptosoles 1,019 - 1,190
Andosoles someros 3,030 - 3,566
Rocas Básicas Andosoles cumúhcos 4,487
Cambisoles y Ferralsoles 4,569 - 5,674
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 117 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
3 PROPIEDADES FÍSICAS Y MECÁNICAS DE SUELOS RESIDUALES
3.1 Estructura de los suelos residuales
3.1.1 Textura
La textura puede revelar la orientación entre las partículas, la cementación y el contacto
entre ellas ver Gráfica 3.1 . La influencia de la textura en las propiedades ingenieriles de
los suelos residuales tropicales fue enunciada por Terzaghi (1960 en Suárez, 2009), sobre
la base de que ésta ocurría en grupos densos de partículas de arcilla cementados por
óxido de hierro. Esta afirmación ha sido ratificada por varios autores a través de los años
(Suárez J. , 2009).
3.1.1.1 Arreglo elemental de partículas
El arreglo elemental de las partículas corresponde a la localización en el espacio de las
partículas y la interacción entre sí. Las partículas arcillosas pueden encontrarse en
arreglos desordenados, paralelos o en racimos y las partículas granulares (Arenas y
limos) en grupos, con los contactos limpios o cubiertos de otro material, generalmente de
arcilla como se puede ver en la Gráfica 3.1. La mayoría de los suelos residuales son
susceptibles a descomposición física por la manipulación de los ―terrones o racimos‖ que
se forman. El rompimiento de estos racimos dificulta la determinación exacta de sus
propiedades físicas y complica el proceso de compactación en campo.
David E Agudelo B
Página 118 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.1 Elementos de la textura en un suelo residual (Blight, Wardle, & Fourie, 1997)
3.1.1.2 Ensamble de matriz
El ensamble de las partículas corresponde a la forma como interactúan las partículas,
unas con respecto a las otras. El ensamble presupone la existencia de una matriz, la cual
puede ser arcillosa o granular y se forma por la agregación o la unión de las partículas
como se puede como se muestra en la Gráfica 3.1. La disolución y lavado de la matriz o
las uniones y la cementación conducen al desarrollo de una estructura porosa. Este efecto
es producto por la frecuente ocurrencia de lluvias y por esto es necesario analizar el
efecto de las lluvias sobre los poros y uniones entre las partículas. El ensamble puede ser
modificado por el flujo de corrientes de agua, esto se da cuando por acción de la lluvia
lava los cementantes, por ejemplo la pérdida de pequeñas partículas que traban el
material cuando son simples agregaciones de material o por pérdida en las uniones de
cementantes por ejemplo la cal, y para el caso de las arcillas pérdida de los enlaces
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 119 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
iónicos por acción de la meteorización química o por el secado del agua en la matriz de
suelo provocando la pérdida de esfuerzo de succión.
3.1.2 Fábrica
La fábrica muestra la organización general de los grupos de partículas Gráfica 3.2. El
sistema de fábrica puede ser de tres formas: continúa, embebido por una matriz y por
medio de los procesos geológicos que se suceden en las rocas la fábrica puede
evolucionar estructuralmente de una u otra forma.
Gráfica 3.2 Sistema de fábrica en un suelo residual (Suárez J. , 1998).
La fábrica juega un papel muy importante en los taludes ya que la orientación de las
discontinuidades podría condicionar la inestabilidad de este, una orientación desfavorable
se presentaría cuando las discontinuidades o la familia de discontinuidades se encuentren
paralelas al buzamiento.
David E Agudelo B
Página 120 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
3.1.2.1 Sistema continuo
En el cual la matriz y las partículas o elementos forman un todo homogéneo aunque
existen uniones entre partículas estas no interrumpen la continuidad de la fábrica, como
se puede ver en la Gráfica 3.2. En un sistema continuo no hay presencia de grandes
poros, granos, nódulos de materiales diversos, en un sistema continuo los procesos de
meteorización no afectan tanto como por ejemplo en un sistema por bloques o diaclasas
donde los agentes meteorizantes entran más fácil y atacan la matriz de suelo
meteorizado.
Cuando la meteorización es tan avanzada en los suelos la fábrica presenta un sistema
continuo en la cual el comportamiento se rige por las características de los minerales que
se han meteorizado, por ejemplo cuando por medio de la meteorización química de la
ceniza volcánica por alteración se forma la montmorillonita, la cual tiene como
característica principal una extraordinaria expansión al saturarse y contraerse al secarse
lo cual provoca agrietamientos y esfuerzos internos que además hace que se rompan
uniones que el suelo se pierda la cementación y posteriormente falle debido a la perdida
de está cohesión que daban dichos cementantes.
3.1.2.2 Sistema embebido por una matriz
A diferencia del sistema continuo aquí el ensamble es un elemento homogéneo pero está
interrumpido por poros, granos grandes, relictos o nódulos de materiales diversos. Este
sistema es un poco más complicado de analizar y está determinado por diferentes
factores, debido a que por ejemplo la presencia de poros hace que la matriz de suelo se
vea más afectada por lo anteriormente mencionado en el sistema continuo, la presencia
de nódulos y materiales más grandes hacen que sea un poco más resistente a la
meteorización, a su vez hay que considerar cuales son los agentes de meteorización más
activos en determinadas zonas.
Debido a la presencia de relictos en la matriz, el material tiene un comportamiento caótico
e impredecible debido a la acomodación que estos relictos tengan en la matriz de suelo,
puede darse el caso en el que por la falta de cementación entre el suelo y los relictos o
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 121 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
nódulos se presenten planos de debilidad entre estas juntas por donde por presencia de
cambios en la saturación se genere un incremento en la presión de poros debida a
temporadas fuertes de lluvia y se genere una inestabilidad del talud, como también puede
suceder lo contrario, que debido a la presencia de grandes nódulos en la matriz de suelo
ayuden al suelo a auto soportarse y eviten que este falle, pero a este último caso hay que
manejarlo con precaución porque al perderse esa estabilidad implica movimientos de
volúmenes mayores y puede no ser descubierto hasta que sea demasiado tarde
(American society of civil engineers, 1971).
3.1.2.3 Sistema soportado por una red de bloques o terrones
En este caso aparecen varios elementos que se integran entre sí, separados por poros,
pero es la microestructura del ensamble de estos elementos los que le dan soporte al
material, provocando así una meteorización más rápida que en los anteriores caso. Sin
embargo esto no quiere decir que el sistema rija la velocidad de meteorización, factores
exógenos como la temperatura como la termoclástia y el clima tienden a regir la velocidad
de esta, debido a que la lluvia lava los cementantes dejando cada vez más abierta la
estructura, promoviendo por ejemplo la caída de bloques.
El comportamiento en una red de bloques está determinada por la fábrica del material,
factores estructurales como: la frecuencia de grietas, la densidad, la orientación, el rumbo
y el buzamiento condicionan la formación de cuñas y bloques inestables que causan la
caída de bloques y derrumbes, los cuales son típicos en materiales provenientes de rocas
sedimentarias foliadas.
3.2 Resistencia al cortante
La estabilidad de los suelos residuales muy meteorizados (grado VI), se puede analizar
utilizando las teorías tradicionales de la mecánica de suelos, con cierto grado de
confiabilidad; sin embargo, a medida que se profundiza en el perfil, las propiedades de los
materiales cambian sustancialmente. Según Massey y Pang (1988 en Suárez, 2009) el
comportamiento y la resistencia al corte de los materiales son una función de:
David E Agudelo B
Página 122 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
La naturaleza de la roca original.
La mineralogía y microfábrica derivada de los procesos de meteorización física y
química.
El grado de saturación y los cambios inducidos por modificaciones del contenido
de humedad.
La presencia, orientación, espaciamiento, persistencia e imperfecciones de las
discontinuidades heredadas, junto con la naturaleza de los rellenos o coberturas.
La presencia, forma y distribución de material de roca menos meteorizada en
forma de bloques o bandas dentro de la matriz más fuertemente meteorizada.
Tiene gran importancia en el comportamiento de un talud, el efecto de la presión de poros
a lo largo de los contactos de materiales diferentes, zonas de mayor permeabilidad y
discontinuidades heredadas.
Vaughan (1988 en Suárez, 2009) explicó la relación entre la resistencia al cortante y la
relación de vacíos en la siguiente forma:
La resistencia derivada de la evolución del suelo y encontrada en equilibrio con el
estado de esfuerzos, influencia el comportamiento del suelo y su resistencia.
La historia de esfuerzo durante la formación del suelo tiene muy poco efecto sobre
las propiedades de los materiales.
Los suelos tienen una variedad muy amplia de mineralogía y resistencia de los
granos.
Los suelos en el sitio tienen un rango muy amplio variable de relación de vacíos.
Las deformaciones pequeñas inducidas durante el muestreo pueden debilitar las
uniones y disminuir la resistencia al cortante. Brand (1985 en Suárez, 2009) sugirió
que los saprolitos a bajas presiones efectivas tienen resistencias más altas que las
obtenidas en ensayos triaxiales con envolvente de falla de línea recta.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 123 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
3.2.1 Variación de la resistencia al cortante
La cohesión y la fricción entre las partículas o bloques varían considerablemente de
acuerdo al tipo de suelo, contenido de minerales, tamaño y forma de las partículas,
humedad, presión de poros y la historia de la formación del material. Adicionalmente,
cuando ha ocurrido anteriormente un movimiento, la cohesión y la fricción han disminuido,
especialmente. Cerca de las superficies de falla o fractura. La resistencia al cortante es
generalmente, menor en el suelo que en el saprolito o en la roca, pero las formaciones
residuales tienen generalmente, superficies de discontinuidad equivalentes a superficies
de debilidad de baja resistencia que facilitan la posibilidad de movimientos. Es común que
la resistencia al cortante sea menor a lo largo de las discontinuidades heredadas, que en
la matriz del material residual y se reportan casos en los cuales la resistencia a lo largo de
la discontinuidad puede ser muy pequeña, comparada con la resistencia a través del
suelo en sí, especialmente cuando las discontinuidades se encuentran rellenas.
La resistencia al corte disminuye por acción de dos efectos:
1. La disminución de los esfuerzos efectivos de acuerdo al principio de Coulomb.
2. La separación de las superficies a lado y lado de la discontinuidad, debidas a
movimientos de compresión elastoplástica de los materiales, por acción de la fuerza
diferencial generada por la presión de poros a lo largo de la discontinuidad. Al aumentar la
presión de poros la discontinuidad tiende a separarse y la resistencia al corte disminuye.
Estudios realizados por Massey & Pang (1988) muestran que al haber presiones de poros
entre las discontinuidades por ejemplo en un suelo con un ángulo de fricción de
aproximadamente 20°, el suelo se comporta en la práctica como si el ángulo de fricción
fuera de menor a 10°, esto se puede ver en la Gráfica 3.3. El caso contrario también
ocurre en el cual la succión aumenta el ángulo de fricción y puede subir a 28°, el mismo
efecto ocurre con la cohesión, disminuye con la presión de poros y aumenta con la
succión.
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Página 124 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.3 Variación de cohesión y el ángulo de fricción dentro de una discontinuidad por el aumento de la humedad y de la presión de poros (Massey &
Pang, 1988)
3.2.1.1 Cohesión
La cohesión es una propiedad determinante en el comportamiento de un suelo residual.
En suelos no saturados hay una cohesión aparente, la cual es el producto de las
presiones negativas en el agua de poros, la cual desaparece por saturación, sin embargo
en muchos casos, la cohesión es debida a la cementación de productos precipitados
(Sowers G. F., 1985) La cohesión generalmente, no es continua a lo largo de una
superficie y desaparece con frecuencia por la abertura de las discontinuidades debida a
fuerzas de tensión o a presión de poros.
3.2.1.2 Angulo de fricción
El valor del ángulo de fricción interna de los materiales disminuye con el avance del
proceso de meteorización. En ensayos realizados en materiales de granitos y gneises en
Colombia, se encuentran variaciones de 26° a 38° similares a los indicados por Deere y
Patton (1971), para materiales de Lutitas entre 10° y 35° y para materiales de areniscas
entre 25° y 45°, en concordancia con los valores propuestos por Sowers G. F. (1985).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 125 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
En materiales derivados de areniscas Sowers G. F. (1985) ha encontrado ángulos de
fricción a lo largo de discontinuidades rellenas de arcilla con valores de 10° a 15°, cuando
los ángulos de fricción de discontinuidades sin relleno dan valores de 35° a 38° en el
mismo talud. Esta realidad dificulta la evaluación del comportamiento de los suelos
residuales utilizando los modelos de la mecánica de suelos tradicional.
El ángulo de fricción residual de los suelos tropicales depende principalmente de la
mineralogía, la distribución de tamaños de las partículas, los esfuerzos efectivos, el tipo
de roca parental, el grado de meteorización entre otros factores. El ángulo de fricción
residual (φr’) varía generalmente de 5° a 33° (Suárez J. , 1998)
El ángulo de fricción de los suelos provenientes de rocas sedimentarias se correlaciona
con el contenido de arcilla y el tipo de arcilla presente. Cuando el contenido de arcilla es
mayor del 40%, las partículas de arcilla tratan de orientarse y esto puede disminuir la
resistencia.
El ángulo de fricción residual φr’ puede variar de 5° y 20°, dependiendo del tipo del
mineral de arcilla. Los minerales que más afectan la ocurrencia de valores bajos de
ángulos de fricción residual φr’ son la presencia de esmectita y la presencia de mica.
Cuando el contenido de arcilla es menor del 15%, la resistencia residual φr’ es
típicamente mayor de 25° y la resistencia depende principalmente de la interacción entre
las partículas gruesas (Lupini, Skinner, & Vaughan, 1981).
3.2.1.3 La envolvente de falla
En los suelos residuales la envolvente de falla puede tener una forma no lineal,
especialmente en el rango de presiones bajas. Brand & Philipson (1985) Presenta el caso
de los suelos residuales derivados de granitos en Hong Kong, donde la envolvente de
falla presenta una curva en los niveles de esfuerzos normales bajos sin que se presente
cohesión
David E Agudelo B
Página 126 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.4 envolvente real de falla para suelos residuales de granitos (Suárez F. , 1980).
La curva OAB mostrada en la Gráfica 3.4, está compuesta de los valores máximos del
esfuerzo de corte pico determinados para este tipo de suelos, sin embargo a partir de un
valor elevado del esfuerzo efectivo normal estos no presentan un valor pico, sino que al
igual que en los suelos no meteorizados, presentan como valor máximo un esfuerzo de
corte crítico (’C) por lo que la envolvente de falla tiene la forma de la curva OABC, esto
es debido a la forma en la que las partículas se ubican de manera en la que se tiene la
menor cantidad de espacios vacíos entre partículas y existe un trabazón que impide el
desplazamiento de unas respecto a otras, por lo que las partículas para iniciar su
desplazamiento deben pasar unas encima de otras, lo que origina un esfuerzo de corte
pico (p) y la expansión en el suelo, como se puede ver en la Gráfica 3.5.
Gráfica 3.5 Forma de deslizamiento de las partículas en suelos residuales granulares, como en los granitos (Budhu, 2000).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 127 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
3.3 Resistencia de suelos residuales y saprolitos
Los suelos residuales poseen un comportamiento complejo al cortante y es difícil obtener
unos parámetros de resistencia que sean confiables para los análisis de estabilidad. Lo
ideal es realizar ensayos de campo a gran escala, en tal forma que la escala del ensayo
sea representativa del prototipo o en su defecto ejecutar un gran número de ensayos a
pequeña escala en el campo y el laboratorio. De los ensayos de campo los más utilizados
son el ensayo de penetración estándar, la penetración con cono y los ensayos de veleta,
utilizando formas diferentes para determinar la resistencia en planos diferentes.
Empleando triaxiales (UU) y Corte Directo. A diferencia de los materiales homogéneos,
cuya resistencia se puede considerar como una propiedad del material, en un suelo
residual o un saprolito, las propiedades de los materiales son diferentes de un sitio a otro,
aún dentro del mismo nivel del perfil estratigráfico. Esta característica es muy acentuada
en formaciones residuales tropicales, donde el proceso de meteorización es intenso,
heterogéneo y desigual. Los parámetros de resistencia obtenidos en los ensayos son
diferentes para diferentes tipos de roca y dependen además, de la fracturación y
meteorización en las etapas iniciales de la meteorización se producen fragmentos de gran
tamaño y en el proceso final se producen arcillas y entre estos dos extremos se van a
encontrar en un mismo manto, una composición de mezclas de diferentes tamaños de
grano. En topografía plana el suelo residual permanece en el sitio y en las áreas de
pendiente se producen depósitos de coluvión (Suárez J. , 1998).
En la Gráfica 3.6, Gráfica 3.7 y Gráfica 3.8 se puede observar el ángulo de fricción en
materiales residuales de arenisca, lutita y de origen volcánico respectivamente para
diferentes estados de fracturamiento y meteorización.
David E Agudelo B
Página 128 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.6 Angulo de fricción en materiales residuales de arenisca (Sowers G. F., 1981).
Gráfica 3.7 Angulo de fricción en materiales residuales de Lutitas (Sowers G. F., 1981).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 129 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.8 Ángulo de fricción en materiales de origen volcánico (Sowers G. F., 1981)
3.4 Factores que afectan el comportamiento esfuerzo-deformación
3.4.1 Historia de esfuerzos
Los suelos residuales se forman por una historia de descomposición o meteorización y
esta a su vez es afectada por procesos tectónicos de compresión, relajación, corte, etc.
Estos esfuerzos tectónicos han producido una serie de cambios en el estado de los
materiales, los cuales equivalen generalmente a disminuciones en los valores de la
resistencia al cortante.
3.4.2 Resistencia de los granos o partículas
Las partículas que conforman un suelo residual muestran generalmente una gran
variabilidad en la resistencia al aplastamiento o trituración y esta resistencia influye en
forma importante sobre los valores de la resistencia al cortante. Por ejemplo, los suelos
David E Agudelo B
Página 130 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
residuales con partículas de cuarzo resistentes al aplastamiento muestran ángulos de
fricción relativamente altos. (Suárez J. , 2009)
Debido a los procesos de meteorización en las rocas se desarrollan vacíos entre los
granos minerales, vacíos que finalmente son rellenados o parcialmente rellenados por
arcillas producto de la meteorización, lo que cambia finalmente la textura original de la
roca intersticialmente, en casos extremos más de la mitad de la masa original se pierde
por descomposición y subsecuentemente por el lavado por acción climática, esto es
apreciado en la Gráfica 3.9
Gráfica 3.9 esquema de la relación de vacíos debidos a la meteorización (Geological Society Engineering Group Working Party Report, 1995).
3.4.3 Unión y cementación entre partículas (Microestructura)
Una de las características básicas de los suelos residuales es la existencia de uniones
entre las partículas. Estas uniones pueden ser de cementación por la deposición de
carbonatos, hidróxidos, materia orgánica, etc., o por la reprecipitación de agentes
cementantes como los silicatos o el crecimiento de uniones durante la alteración química
de los minerales. Las uniones entre partículas disminuyen a medida que avanza el
proceso de descomposición. La roca poco meteorizada posee una resistencia al cortante
mucho mayor que la roca descompuesta.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 131 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
3.4.4 Alteración o Remoldeo
La resistencia al cortante es muy sensible a la alteración del material. Esta alteración
puede deberse a causas naturales o antrópicas. Por ejemplo, el uso de explosivos para la
ejecución de un corte puede disminuir la resistencia al cortante de toda la ladera. La
estructura también puede destruirse durante la saturación o la toma de muestras. La
resistencia al corte del suelo varía en forma grande de una muestra natural a otra
compactada, debido a la pérdida del efecto de cementación por ejemplo en suelos
altamente sensibles Gráfica 3.10, es difícil poder obtener valores confiables de diseño
debido a esto.
Gráfica 3.10 Suelo altamente sensible (Mirchell & Soga, 2005)
Como se puede observar en la Gráfica 3.10 debido a la sensibilidad del suelo al ser
remoldeado pierde su cementación y por tanto su resistencia.
David E Agudelo B
Página 132 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Las uniones remanentes podrían no sobrevivir al momento de tomar, transportar y/o
instalar las muestras en el laboratorio, por lo cual los resultados arrojados no serán
realmente los reales in-situ, con el fin de cuantificar los efectos de la meteorización en las
rocas (Vaughan, 1985), (Baynes & Dearman, 1987, en Mirchell & Soga, 2005), reportaron
pesos unitarios en un rango entre los 11 y 20 KN/m3 en suelos residuales (Saprolitos) de
Tailandia, los cuales presentaban una meteorización de los granos cercana al 30% que
habían sido meteorizados en arcillas y a mayores meteorizaciones el saprolito presentaba
un comportamiento más cohesivo y menor resistencia al corte según Cheung (1993, en
Suárez, 2009), A pesar de su alta relación de vacíos, estos suelos cuentan con la
presencia de una cohesión aparente debida al efecto de una succión ocasionada por una
presión de poros negativa al estar parcialmente saturados, por esto mismo al momento de
una completa saturación se pierde dicha succión según (Vaughan, 1988; Coop &
Arktinson, 1993 en Geological Society Engineering Group Working Party Report, 1995).
Además de lo anterior otras propiedades se ven afectadas en el remoldeo por ejemplo: el
límite líquido, límite plástico, índice de plasticidad, gravedad específica, densidad proctor y
contenido óptimo de humedad.
A continuación en la Tabla 3.1 se puede apreciar los cambios que sufre una laterita libre
de sesquióxidos por remoldeo.
Tabla 3.1 cambio de propiedades debido al remoldeo (Mirchell & Soga, 2005)
Propiedades Suelo intacto Remoldeado
Limite Liquido (%) 57.8 69.0
Limite Plastico (%) 39.5 40.1
Indice de Plasticidad (%) 18.3 28.0
Gravedad Específica 2.80 2.80
Densisdad Proctor (kN/m3) 13.3 13.0
Contenido de Humedad optima (%) 35.0 34.5
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 133 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
3.4.5 Las estructuras heredadas y discontinuidades (Macro Estructura)
En la medida en que los detalles de la microestructura, fábrica y de la macro estructura se
preservan en el suelo residual, presentan estructuras heredadas dentro del suelo, las
cuales actúan como discontinuidades que pueden eventualmente facilitar la ocurrencia de
deslizamientos, según Blight G. E (1977), las juntas en la mayoría de las rocas ígneas y
la estratificación en rocas sedimentarias permanecen en los suelos residuales. Igual
ocurre con la esquistosidad y la foliación de algunas rocas metamórficas. (Blight, Wardle,
& Fourie, 1997)
La resistencia de los saprolitos puede ser determinada casi en su totalidad por los detalles
estructurales. La resistencia de las discontinuidades es determinada también por el grado
de meteorización y la cementación secundaria o laterización. En ocasiones, puede
determinarse la resistencia de la masa de suelo mapeando cuidadosamente las
discontinuidades del saprolito y midiendo la resistencia a lo largo de esas
discontinuidades.
Aunque estas juntas relictas sufren un proceso de debilitamiento por la meteorización, su
localización, orientación, continuidad y su papel como planos preferenciales de debilidad
se mantienen (Aydin, 2006)
La meteorización induce cambios en las propiedades de las juntas tales como la
alteración de las paredes, relleno con materiales diversos por deposición, disminución de
la rugosidad, aumento de la abertura, ablandamiento de las asperezas, incremento de los
planos de curvatura por acción de la fatiga y deformación de la masa. Cuando el suelo se
encuentra muy meteorizado, es difícil identificar las discontinuidades heredadas.
Las discontinuidades en el suelo residual pueden originar superficies de fallas complejas
de acuerdo con su localización y características. Se pueden presentar procesos de
rotación de bloques, reptación y volteo. Gran cantidad de deslizamientos son asociados
con las discontinuidades heredadas (Aydin, 2006; Chigira, 2001).
David E Agudelo B
Página 134 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Las discontinuidades heredadas representan una incertidumbre en la generación de
deslizamientos, debido a su dificultad para caracterizar y es muy común que en un estudio
geotécnico éstas sean ignoradas. El relleno de las discontinuidades heredadas con vetas
de otros materiales, como arcillas u óxidos de Fe-Mn, determinan en muchos casos, el
comportamiento de estas discontinuidades (Suárez J. , 2009).
3.4.6 La anisotropía
La resistencia al cortante depende de la dirección del esfuerzo generado con relación a la
fábrica del suelo y en los suelos residuales suelen tener una estructura fuertemente
anisotrópica que se desarrolla a partir de la roca madre y esto es más común en suelos
derivados de rocas metamórficas en especial en estos típos de suelos: lutitas, pizarras,
filitas y esquistos con estructura laminar. El efecto es aún más importante cuando se
encuentran micas presentes por la cuales actúan como zonas de debilidad. (Sandroni,
1985 en Hoyos, 2004). En la Tabla 3.2 se muestra algunas mediciones de resistencia
típica en tales suelos
Tabla 3.2 Ensayos de corte directo sobre suelos anisotropicos (Sandroni 1985 en Fookes, 1985)
Roca madre Macroestructura
ensayos corte directo Condición del
agua Paralelo - Perpendicular
(al bandeamiento)
Cuarcita ferrítica
Laminada (arena limosa)
c´= 20 kPa
´44°
c´= 50 kPa
´44°
Parcialmente saturada
Cuarcita micácea
Esquistosa (limo
arenoso)
c ´= 40 kPa
´= 22°
c ´= 45 kPa
´= 27°
Parcialmente saturada
Gneis migmatítico
Bandeada
c ´= 40 kPa
´= 20°
c ´= 52 kPa
´= 23°
Parcialmente saturada
Gneis migmatítico
Bandeada c´= 30 kPa
´= 21°
c´= 49 kPa
´= 22° Saturada
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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3.4.7 La humedad
Se ha detectado que en los suelos tropicales la humedad afecta sensiblemente su
resistencia al corte. Se observa en ocasiones disminución de hasta 50% de la cohesión y
30% del ángulo de fricción por el proceso de saturación (Foes, 1973) Aparentemente la
cementación es afectada en forma importante por la humedad. Es común el colapso de la
estructura de estos suelos al saturarse, produciendo asentamientos diferenciales por
saturación accidental por fugas de agua de conductos enterrados o por mal control del
agua de escorrentía. Por ejemplo al secarse la Aloysita el agua de la capa hidratada se
seca y se forma Metaloysita, lo cual cambia las propiedades del material y su
comportamiento.
Lumb (1975 en Blight G, 1977) ensayando muestras saturadas y no saturadas encontró
que las envolventes de falla, en ensayos drenados dependían en forma importante de la
saturación y de la relación de vacíos, en granitos y en suelos volcánicos. La cohesión
obtenida representa lo que se llama cohesión aparente, como un resultado de la succión
capilar.
La presión de poros sobre el nivel freático no recibe atención, esto debido quizás a que en
los suelos sedimentarios no tiene gran importancia, aun así en los suelos residuales si
debe considerarse importante por dos motivos, la primera es que normalmente el nivel
freático se encuentra a una gran profundidad, y la segunda es que la alta permeabilidad
de muchos suelos residuales tienen importancia en la presión de poros cuando dicha
agua no se encuentra en estado estático, aquí este efecto gobierna el comportamiento del
suelo.
Por secado debido al aire puede suceder que las partículas de arcilla y limo formen
agregados y se presente una pérdida de la plasticidad como se muestra en la Gráfica 3.11
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Gráfica 3.11 Efecto del secado en los límites de Atterberg para algunos suelos (Morin & Todor, 1975)
3.5 La succión
La succión es la diferencia entre la presión del aire y el agua y se define como:
pF = log10 (succión) esta expresada en centímetros de agua, esta expresión fue sugerida
por Schofield, (1935 en Bujang, Toll, & Prasad, 2012).
Para mayor claridad en la Tabla 3.3 se presentan algunos puntos de referencia entre la
condición húmeda y la succión en kPa como en centímetros de agua (pF)
Tabla 3.3 escala de succión (Bujang, Toll, & Prasad, 2012).
Succión Succión Puntos de Condición kPa pF Referencia húmeda
1.000.000 7 Arcilla secado al
horno seco
100.000 6
10.000 5
1.000 4 Se marchitan las
plantas húmedo
Limite plástico
100 3
10 2
1 1 Limite liquido mojado
0,1 0 Saturado
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La máxima succión que se puede generar depende del tamaño del poro, Jones & Kohnke
(1952 en Bujang, Toll, & Prasad, 2012), determinaron por medio de experimentos una
relación entre la tensión mínima superficial producida por el radio del poro:
Ua-Uw=2T/R
Donde:
T es la tensión superficial (0.73 N/m por agua)
R es el radio del menisco
Ua es la presión de poros debido al aire
Uw presión de poros por agua
En la Gráfica 3.12 se presenta el modelo capilar propuesto por Jones & Kohnke (1952 en
Bujang, Toll, & Prasad, 2012) junto con datos reales observados experimentalmente, la
curva presentada en esta gráfica es la succión mínima que se puede presentar.
Gráfica 3.12 succión como función del tamaño del poro (Bujang, Toll, & Prasad,
2012).
La relación entre la succión en el suelo (valor de pF) y el contenido de humedad en los
suelos residuales tropicales con estructura inestable, es diferente a dicha relación en los
sedimentos no consolidados y en los suelos en zonas templadas. En la Gráfica 3.13 se
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Página 138 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
encuentra un ciclo típico de humedecimiento y secado de sedimentos no consolidados o
de suelos de zona templada.
Durante la etapa de secado de un suelo residual ocurre un súbito aumento en la pérdida
de humedad cuando la succión en el suelo alcanza un punto de quiebre, debido al
colapso de la estructura. Esto se muestra en la Gráfica 3.13 en la curva CEF. Si el
contenido de humedad de un suelo residual en el punto de quiebre se encuentra entre el
límite líquido y el límite plástico, su estado no es el mismo que el del suelo natural cuando
éste se encuentra en el límite plástico. Si el punto de quiebre ocurre por debajo del límite
plástico entonces el cambio es pequeño o nulo entre el límite plástico y la condición
natural. Sin embargo, si el suelo se humedece de nuevo a partir de una condición seca,
resultará un cambio irreversible en la estructura de algunos suelos con la emergencia de
un nuevo patrón de histéresis de patrones de secado y humedecimiento (Bujang, Toll, &
Prasad, 2012).
Gráfica 3.13 Representación de las relaciones entre succión en el suelo (pF) y contenido de humedad (Bujang, Toll, & Prasad, 2012).
En los suelos parcialmente saturados se encuentra aire y agua en los poros del suelo. La
presión del agua es siempre menor que la del aire debido a la presencia de meniscos
capilares entre los dos fluidos. Si la evapotranspiración promedio supera a la infiltración,
es probable que ocurra una profunda desecación del perfil de suelo. Y esto es común en
condiciones del trópico cálido. La estabilidad de las excavaciones temporales es mejorada
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en gran medida por estas condiciones. Algunas veces la infiltración media supera a la
evapotranspiración, y entonces el flujo neto de agua mantiene la humedad relativamente
alta y la succión del agua intersticial del suelo es baja, aún por encima del nivel freático
donde éste se encuentra parcialmente saturado (Hoyos, 2004).
Pueden existir dos etapas de saturación parcial, cuando el suelo está relativamente seco
(grado de saturación típicamente inferior a 85%) tanto el agua como el aire influyen en el
esfuerzo efectivo y en el comportamiento del suelo. Cuando el suelo tiene un mayor grado
de saturación entonces la masa de aire no es continua en el suelo sino que se encuentra
en burbujas ocluidas dentro de los poros más grandes. Esto ocurre usualmente cuando un
suelo ha sido inundado con agua libre y la presión del agua en los poros es igual o mayor
que la presión atmosférica. La presión del aire en las burbujas tiene poca influencia en los
esfuerzos efectivos, que dependen de la presión del agua intersticial, en tanto que el aire
ocluido afecta la compresibilidad del suelo sin drenaje. Frecuentemente hay una
diferencia considerable en la humedad del terreno en las estaciones seca y húmeda. Esto
puede afectar el suelo hasta una profundidad significativa y los resultados obtenidos
pueden ser afectados por la época del año en la que se hace la investigación del suelo
(Hoyos, 2004).
Cuando se presenta succión de agua en los poros del suelo hay una disminución en los
esfuerzos efectivos con la consiguiente reducción de la resistencia y una tendencia a la
expansión si el suelo se expone a una presión nula del agua libre. Por ejemplo, durante
una lluvia intensa hay una pérdida transitoria de resistencia en las pendientes de suelos
parcialmente saturados. Cuando la evapotranspiración media supera la infiltración y se
presenta una desecación profunda acompañada de grandes succiones, se produce una
reducción similar de esfuerzos efectivos si la construcción de un edificio o el pavimento
impermeable de una carretera previenen la evaporación de la superficie del terreno. Así
los cambios en el uso del suelo producen cambios en los esfuerzos efectivos que también
pueden producir movimientos del terreno, (Hoyos, 2004).
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Influencia de la saturación parcial en los esfuerzos efectivos
Los suelos residuales frecuentemente existen en la condición de saturación parcial con
una fase continua de aire en sus vacíos. La presión del aire intersticial se encuentra a una
presión aproximadamente igual a la atmosférica debido a la alta permeabilidad del suelo
respecto al aire, pero la presión del agua intersticial es menor que la atmosférica debido a
efectos de capilaridad en los pequeños poros del suelo. Esta succión del agua intersticial
genera una componente adicional de la presión efectiva, es decir, los esfuerzos efectivos
son mayores que los esfuerzos totales. Este incremento de resistencia no es directamente
proporcional a la succión del agua intersticial debido a los efectos complejos de la
saturación parcial pero es un importante factor en la estabilidad de las laderas. Se ha
sugerido que la pérdida de succión en las pendientes debida a las lluvias intensas es una
causa importante de deslizamientos (Bujang, Toll, & Prasad, 2012). Sin embargo, el
registro continuo de las succiones de agua intersticial en las pendientes ha mostrado que
donde la lluvia es estacional las succiones son anuladas por la lluvia de una duración e
intensidad que no causan fallas en la pendiente Chipp y otros, (1982 en Hoyos, 2004). La
succión del agua intersticial puede perderse en períodos de lluvia fuerte, aunque una
componente de la resistencia debida a la succión del agua intersticial puede ser
controlada en las obras temporales; esta es una consideración importante en las obras
permanentes.
Un método simple de evaluar el efecto de la succión en el suelo es ensayar el suelo
drenado con su contenido de agua in situ (con los poros del suelo expuestos a la presión
atmosférica) y comparar la resistencia observada con la del suelo drenado en su estado
saturado, es decir, con su presión de agua intersticial llevada hasta la presión
atmosférica.
Una forma más sofisticada de determinar el efecto de la succión del agua intersticial es
expresarla como cohesión aparente. Se ha sugerido (Ho & Fredlund 1982 en Geological
socierty of London, 1997) que la cohesión aparente debida a la succión en el suelo varía
linealmente con la succión, es decir, cA = (ua – uW) tan b. El valor del ángulo de succión,
b, puede ser determinado a partir de ensayos triaxiales escalonados en los que el valor
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de la succión (ua – uW) es variado en cada etapa. El ángulo de succión, b, tiene un valor
típico; tal valor da lugar a un incremento de la cohesión de 36 kPa para una succión de
agua intersticial de 100 kPa. Así aún succiones relativamente pequeñas pueden tener una
influencia significativa en la estabilidad de las laderas. Más recientemente se ha
demostrado que el ángulo de succión, b, es una variable que depende de la succión y,
posiblemente de otros parámetros, Escario & Saez (1986 en Hoyos, 2004), encontraron
una relación bilineal entre la resistencia al cortante y la succión en tres suelos,
presentaron una envolvente curva de la resistencia al cortante contra la succión, en la que
b disminuye hasta 5° para valores altos de succión. Estos estudios muestran que existe
un límite a la resistencia adicional que puede producir la succión en el suelo Toll (1988 en
Hoyos, 2004) revisó los datos disponibles sobre resistencia y concluyó que este límite
depende del contenido de arcilla.
Por su parte Bilotta, Foresta, & Migliaro (2005), mostró en laboratorio en 2005 midiendo e,
CyE, que la estructura del suelo permanece meta-estable y proponen que el colapso
se da cuando se reduce la succión por el humedecimiento o por la falta de compresión en
el suelo que se expande y colapsa (Bilotta, Foresta, & Migliaro, 2005), en la Gráfica 3.14
se presentan dichas mediciones de e, CyE en suelos piroclásticos de Italia.
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Gráfica 3.14 prueba en odómetros con succión de 0 y 50 kPa en 24 horas (Bilotta, Foresta, & Migliaro, 2005).
3.6 Compresibilidad
Las diferencias más significativas en el comportamiento entre los suelos residuales y
sedimentarios son, probablemente, los relacionados con las características de su
consolidación. La comprensión convencional o la interpretación del comportamiento de los
suelos sedimentarios se basa en su modo de formación, es decir, la deposición en el mar
o un lago, seguido por compresión debido a su propio peso, debido a que el proceso de
formación es tan diferente en los suelos residuales hace que esta interpretación
convencional no sea pertinente aplicarla en estos suelos. Es más, no existe un marco
ordenado o una alternativa para caracterizar el comportamiento de consolidación de los
suelos residuales. Por tanto el uso de graficar "log (e) contra p" para la presentación de
los resultados de las pruebas del odómetro en suelos residuales es un ejemplo de tratar
de interpretar su comportamiento como si fueran suelos sedimentarios.
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Los suelos residuales no se someten a un proceso de sedimentación y consolidación y no
tienen una línea de consolidación virgen, por lo que no hay ninguna razón o justificación
para el trazado de los resultados de ensayos de compresión convencionales utilizando el
grafico e-log contra p. El uso de tal gráfico puede conducir a errores graves en la
comprensión y / o la interpretación de las características de compresibilidad de suelos
residuales. Wesley & Irfan (1997) Mostraron que la interpretación errónea del
comportamiento compresibilidad resultante de la gráfica no se limita a los suelos
residuales, (Wesley L. , 2009),
En la Gráfica 3.15 se presentan curvas de compresión típicas usando la escala logarítmica
relación de vacíos – presión (log y lineal), estos resultados fueron tomados directamente
de las referencias mostradas en las gráficas, e incluyen la determinación de la la presión
de preconsolidacion usando la construcción de Casagrande, en las gráficas muestras
varios puntos que son importantes a tener en cuenta:
1. La forma de las curvas en las gráficas logarítmicas (cóncava desde abajo), sugiere que
el suelo muestra una zona inicial de baja compresibilidad seguido por una transición
estable a una zona de mayor compresibilidad.
2. Este comportamiento a la vez sugiere que hay una presión de preconsolidación
separando estas zonas y que es razonable aplicar la construcción de Casagrande para
determinar la presión de preconsolidación.
3. al examinar las curvas trazadas en una escala linear de la presión muestra una imagen
bastante diferente. Las gráficas son ahora cóncava desde arriba, aunque la tercera es
casi lineal, excepto a niveles altos de esfuerzo. No hay aumento en la compresibilidad con
el esfuerzo y la compresibilidad permanece constante o disminuye con el aumento de
nivel de esfuerzo.
4. Ya no existe ningún rastro en las gráficas lineales de la presión de preconsolidación
determinada a partir de las gráficas logarítmicas. Simplemente, no hay cambio
significativo en la pendiente de las presiones identificadas como las presiones de
preconsolidación de acuerdo con la norma de construcción Casagrande.
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5. La presión de preconsolidación determinada a partir de las gráficas logarítmicas no es
por lo tanto, una propiedad del suelo, sino que es una ilusión creada exclusivamente por
la forma en que los datos se trazan.
Gráfica 3.15 Resultados de ensayos de edómetro presión y relación de vacíos (Wesley L. , 2009).
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Página 145 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Por supuesto, no es cierto que todas las gráficas logarítmicas den una imagen engañosa
de la compresibilidad del suelo. Si hay un cambio claro y pronunciado del gradiente a un
nivel de esfuerzo particular, entonces el mismo cambio aparecerá en una gráfica lineal.
Esto es especialmente cierto en muchos casos, si no en la mayoría de suelos altamente
sensibles. Existe un problema adicional con gráficas de e-log P que es aparente hasta
cierto punto en las gráficas anteriores, y es que la determinación de los parámetros de
compresibilidad, en particular, el índice de compresión Cc, el rebote y Cs. En ausencia de
secciones lineales claramente definidas en las gráficas logarítmicas, la determinación de
estos parámetros es una cuestión de criterio, o incluso una suposición. Esta dificultad se
muestra claramente en la Gráfica 3.16 que muestra el resultado de un ensayo edométrico
en una arcilla sedimentaria fuertemente sobre consolidadas (Wesley L. , 2009).
La Gráfica 3.16a muestra el resultado en su forma logarítmicas original presentada por
Lancellotta (1995 en Wesley, 2009) y La Gráfica 3.16b muestra los resultados reportados
por (Wesley L. , 2009) usando una escala lineal.
Sería tentador partir del trazado logarítmico y aplicar la construcción de Casagrande para
identificar la presión de preconsolidación, y a continuación determinar los parámetros Cc y
Cs. sin embargo hay cierta incertidumbre en la determinación de estos parámetros. el
valor de Cc es quizás suficientemente claro si lo tomamos a partir de la última parte del
gráfico (en la escala logarítmica), la cual es lineal en las ultimas lecturas, esta
determinación solo es válida para el rango de esfuerzo de este ensayo en particular, el
cual era muy alto, de hasta 20MPa. En los ensayos edométricos más convencionales se
toman sólo una presión de entre aproximadamente 800 y 1600KPa. Si este ensayo se
hubiese limitado a un nivel de esfuerzo menor, entonces la línea sería se presentaría más
recta, y la sección sería menos evidente, por tanto el valor de Cc sería substancialmente
menor, como se indica en la línea de la segunda figura.
El valor de Cc para un suelo es un parámetro comúnmente citado, y sin embargo parece
ser a la vez poco definido y poca utilidad práctica de cómo se concibió originalmente, era
la pendiente logarítmica de la línea de consolidación virgen de un sedimento de arcilla,
comprimida por su propio peso. Parece que se ha desarrollado en el sentido de la
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pendiente de la tangente a la gráfica e-log-p en el esfuerzo máximo a la que se toma el
ensayo. Es entonces la pendiente de una línea que se encuentra casi en su totalidad
fuera de los datos medidos, como se ha señalado por Janbu (1998 en Wesley, 2009). Por
lo tanto, tiene un valor arbitrario apreciado poco o nada, ya que no tiene relación con la
compresibilidad del suelo a niveles de esfuerzos relevantes para bases de diseño.
La determinación de Cs es igualmente problemático, en la Gráfica 3.15 ninguno de los
gráficos de registro muestra una sección lineal bien definida antes de que la presión de
preconsolidación sea alcanzada. En la Gráfica 3.16 por hinchamiento (rebote) se pude ver
que la línea no es paralela a la sección inicial de la línea de consolidación. Por lo que el
rango de esfuerzos de interés para un diseñador de fundaciónes es probable que sea
aproximadamente entre 50 y 400 kPa, por lo que el uso de un valor de Cs determinado
desde la línea de rebote daría lugar a una sobre estimación del asentamiento de la
fundación.
Hay que tener en cuenta la advertencia de Terzaghi (1936, en Wesley, 2009) sobre la
impotencia de la teoría dice: ―como sea el caso, tan pronto como se pasa del acero y el
concreto al suelo, la omnipotencia de la teoría deja de existir. Primero que todo la tierra en
su estado natural no es uniforme. Segundo, las propiedades son muy complicadas y el
tratamiento teórico riguroso. Y por último, aún la aproximación a la solución que puede dar
la matemática a los problemas más comunes es extremadamente difícil‖. Terzaghi no
plantea rechazar la ―teoría‖, y usa el término teoría, simplemente denota el hecho de que
esta es una teoría y no deben ser confundidos con conceptos y principios fundamentales.
Resultará evidente a partir de la discusión anterior que serios errores pueden surgir
fácilmente, y de hecho surgen de manera regular debido la interpretación de los
resultados de los ensayos edométricos al usar el diagrama e-log p, incluso en suelos
sedimentarios. Y como dice Wesley (2009) que por difícil que parezca de creer
necesitamos hacer hincapié en la advertencia en ―la omnipotencia de la tradición‖, por el
continuo uso que se da a la gráfica e-log-p (Wesley L. , 2009).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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Gráfica 3.16 Ensayo de edómetro para una arcilla altamente sobre consolidada (Wesley L. , 2009).
La compresibilidad/expansibilidad intrínseca de un suelo está representada por el índice
de compresión, Cc en el ensayo de compresión unidimensional en los suelos
normalmente consolidados y por un índice similar para la expansión, Cs La variación de
estos índices, asociada a la mineralogía de la arcilla, fue discutida por (Lambe & Whitman,
1969). En los suelos naturales, los valores dependen de la cantidad de mineral de arcilla
presente pero no son directamente aplicables a los suelos residuales in situ, debido a que
la compresibilidad está controlada por la estructura cementada del suelo (Hoyos, 2004),
Los efectos de una estructura cementada son los siguientes:
a) El suelo presenta un esfuerzo de cedencia. Este se define como la deformación
irrecuperable del suelo, a partir de la cual sólo se recuperará la parte de su deformación
correspondiente a la deformación elástica, quedando una deformación irreversible y
cambio en la relación esfuerzo compresivo/relación de vacíos. Este efecto está ilustrado
en la Gráfica 3.17 (a) (Vargas, 1974). El esfuerzo de cedencia es similar al que se
presenta en un suelo sedimentario sobre consolidado. De hecho, el esfuerzo de cedencia
observado en el edómetro frecuentemente se refiere a una semi-presión de consolidación
pero está asociada a la estructura y a la cementación y no a la historia de esfuerzos. La
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Página 148 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
cedencia puede ser generalizada en el espacio de esfuerzos (Vaughan, 1985). En la
Gráfica 3.18 se encuentran dos ejemplos de la destrucción de la cementación debido al
incremento de esfuerzos que remoldea el material.
Gráfica 3.17 Presión aparente de consolidación (a) observado en el edómetro (b)
influencia en la resistencia al cortante en condición drenada en el ensayo de corte directo (Vargas, 1974).
(b) El suelo también presenta una envolvente de esfuerzos de resistencia máxima en
términos de esfuerzos efectivos que tiene un intercepto de cohesión. Esto es debido a la
estructura y a la cementación más que a la densidad y a la dilatancia (aunque esta última
también puede estar presente). Esta propiedad frecuentemente permite la estabilidad de
pendientes relativamente empinadas según Vaughan (1985) & Wesley L (2009). La
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Página 149 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
relación entre cedencia y resistencia se ilustra en la Gráfica 3.17 (Vargas, 1974) y un
ejemplo de esta componente de la resistencia como función de la cementación más que
de la densidad y de la dilatancia se muestra en la Gráfica 3.19 donde se encuentran los
resultados de dos ensayos triaxiales drenados sobre basalto meteorizado. Los puntos de
cedencia en estos ensayos se encuentran en la Gráfica 3.18(b). La resistencia máxima se
alcanza con una presión de confinamiento baja mientras el espécimen aún se está
contrayendo, y no en el punto donde la tasa de dilatancia tiene un máximo, como sería el
caso en un suelo no cementado.
Gráfica 3.18 Esfuerzos de cedencia observados en ensayos en suelos residuales (a) suelos residuales; (b) suelo residual de basalto (Vaughan, 1985)
(c) Una vez el suelo ha superado su esfuerzo de cedencia su cementación es destruida
progresivamente a medida que ocurren deformaciones relativamente grandes. A medida
que esto ocurre, su porosidad tiende a hacerse igual a la que tendría el mismo suelo en el
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Página 150 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
mismo estado de esfuerzo en un estado desestructurado (no cementado). Así la
deformación post-cedencia depende del esfuerzo de cedencia y de la porosidad inicial
más que de la compresibilidad intrínseca del suelo desestructurado.
d) La estructura, y particularmente la cementación entre partículas, es sensible a la
alteración durante la perforación y el muestreo y puede ser dañada fácilmente como se
discute en estado de alteración o remoldeo.
(e) La cementación entre partículas también puede ser dañada por las deformaciones
impuestas durante las etapas iniciales de los ensayos de cortante, si el tipo de ensayo y
las trayectorias de esfuerzos correspondientes causan deformaciones relativamente
grandes antes de la falla. En tal caso, la resistencia y el esfuerzo de cedencia quedan
subestimados.
Gráfica 3.19 Ensayos triaxiales no drenados en suelos residuales derivados de basalto, (Hoyos, 2004).
(f) El uso de la resistencia y del esfuerzo de cedencia totales en los materiales
completamente alterados puede no ser apropiados para suelos a profundidad somera,
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Página 151 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
que han sido sometidos a relajaciones de esfuerzos durante los trabajos de ingeniería, a
alteraciones por excavación y compactación, etc. Schmertmann (1969 en Hoyos, 2004)
discute un caso en el que la expansión potencial en una arcilla dura por debajo de una
fundación fue aumentada por la destrucción de la estructura del suelo por la excavación y
la compactación del terreno.
(g) Los cambios en los esfuerzos y deformaciones de los suelos que contienen
esmectitas, cuando son sometidos a ciclos de humedecimiento y secado, pueden ser
suficientes para destruir la estructura y la cementación (Hoyos, 2004).
Las propiedades de consolidación y permeabilidad dependen de la estructura del suelo,
teniendo que distinguir entre suelos naturales y suelos compactados. La permeabilidad
varía típicamente entre 1x10-2 a 1x108 cm/s. Y el coeficiente de consolidación de 1x10-1 a
1x10-3 cm2/s. En general para un mismo Límite Líquido la compresibilidad del suelo
residual es menor que la indicada por Terzaghi & Peck, según (Vargas, 1974) para suelos
tropicales:
Cc = 0.005 (LL + 22) ± 0.1
Generalmente las curvas de consolidación exhiben una preconsolidación aparente debida
a la presencia de cementación. Esta preconsolidación aparente disminuye y la
compresibilidad aumenta cuando los suelos son saturados. (Suárez J. , 2009)
3.7 Cedencia
La deformación de los suelos residuales in situ es pequeña a menos que se exceda el
esfuerzo de cedencia. Esto hace que la determinación del esfuerzo de cedencia sea de
gran importancia. La cedencia puede ser demostrada sólo por una discontinuidad en la
relación esfuerzo/deformación, cuando ésta se dibuja en escalas lineales. El uso de
escalas logarítmicas puede facilitar la demostración de la cedencia (Vaughan 1985, 1988
en Hoyos, 2004), como se ilustra en la Gráfica 3.20. Los gráficos de deformación o de
relación de vacíos contra el logaritmo del esfuerzo, usados comúnmente en el ensayo de
compresibilidad, no muestran claramente la cedencia y de hecho pueden indicar una
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cedencia ficticia donde no ha ocurrido ninguna (Vaughan 1985 en Hoyos, 2004). La
determinación de la cedencia en el laboratorio depende de la trayectoria de esfuerzos
adoptada y de los efectos de la alteración del espécimen. La trayectoria de esfuerzos de
un suelo cementado sometido a carga en el edómetro es diferente de la de un suelo
sedimentario. La cementación da lugar a una trayectoria de esfuerzos empinada hasta el
punto en que la cementación comienza a romperse (Vaughan 1985). La trayectoria de
esfuerzos entonces migra hacia la de un suelo no cementado y desestructurado (Ko = 1 –
sin ´) a medida que se destruye la cementación.
Gráfica 3.20 Cedencia en ensayos triaxiales de laboratorio mostrados en gráficos en escalas aritmética y logarítmica. (a)-(c) ensayos de compresión con drenaje en
suelos derivados de basalto. (d) ensayos con relación de esfuerzos constante, k = 0.45 en suelo derivado de gneis (Hoyos, 2004).
La determinación del esfuerzo de cedencia mediante ensayos in situ depende de cómo se
interprete en ensayo y de la alteración a la que se vea sometida el suelo antes de hacer el
ensayo. La cedencia depende de la trayectoria de esfuerzos aplicada al suelo, lo que
hace conveniente aproximar la trayectoria de esfuerzos del ensayo a la de la carga
prototipo. La Tabla 3.4 resume algunos esfuerzos de cedencia típicos para diferentes
tipos de carga. Debe tenerse en cuenta que los esfuerzos de cedencia determinados en el
laboratorio probablemente son subestimados debido a los efectos de la alteración de la
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 153 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
muestra. El ensayo de compresibilidad en el edómetro subestima sustancialmente las
presiones de cedencia en el campo como se resume en esta tabla.
Los suelos residuales pueden desarrollar una estructura fuertemente anisotrópica
desarrollada a partir de la de la roca madre. Esto es común en suelos derivados de rocas
metamórficas y el efecto es más importante cuando se encuentra mica presente. En la
Tabla 3.4 se muestra algunas mediciones de resistencia típica en tales suelos.
Tabla 3.4 Esfuerzos de cedencia observados en suelos residuales (Hoyos, 2004). TIPO DE OBSERVACIÓN Y DE SUELO
Edómetro y ensayos triaxiales Ko ESFUERZO DE
CEDENCIA (KPA)
REFERENCIA
Papúa, Nueva Guinea: halloysita y alofana.
100 – 350 Wallace (1973)
Arcilla volcánica 110 – 270 Gradwell & Birrell (1954)
Brasil: gneis, basalto y arenisca 60 – 450 Vargas (1953, 1973)
Brasil: gneis, basalto y arenisca 50 – 200 Dias & Gehling (1986)
Sudeste de los Estados Unidos 100 – 550 Soers (1963)
Japón: alofana y halloysita 200 – 550 Koizumi & Ito (1963)
Brasil (PUC-RJ): gneis 150 – 500
De Britto & De Campos (1980)
Brasil (Tuccarui) 50 – 150 Dib (1985)
Venezuela (Guri): gneis 50 – 300 Prusza y otros. (1988)
Mauritius: basalto 900 Vaughan y otros. (1988)
Indonesia y Nueva Zelanda: ceniza volcánica
200 – 500 Wesley & Matuschka (1988)
Ensayos de compresibilidad
Brasil (PUC-RJ): gneis 200 – 550 De Campos (1980)
Mauritius: basalto 1400 Vaughan y otros. (1988)
Ensayos de placa
Venezuela (Hurí): gneis 300 – 500 Prusza y otros. (1983)
Brasil (PUC-RJ): gneis 250 – 300 Rocha & Celson (1983)
Carga de campo (incremento en la presión de sobrecarga)
Brasil (Tuccarui): varios 300 – 400 Dib (1985)
Venezuela (Gurí): gneis 300 – 500 Prusza y otros. (1983)
Nueva Zelanda (New Plymouth): ceniza volcánica
100 Wesley & Matuschka (1988)
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3.8 Relación de vacíos
La relación de vacíos de los suelos residuales puede variar ampliamente,
independientemente de la roca madre, del tipo de meteorización y del estado de
esfuerzos. Esto puede ser debido a las variaciones en la cantidad de productos de
meteorización que han sido lixiviados del suelo (Lumb 1962 en Hoyos, 2004). Algunas
relaciones de vacíos típicas de suelos residuales de Brasil se encuentran en la Tabla 3.5.
La relación de vacíos es una función del proceso de meteorización y no está relacionado
con la historia de esfuerzos.
Tabla 3.5 Valores típicos de relación de vacíos de suelos residuales brasileños (Sandroni 1985b en Hoyos, 2004).
Roca madre Gravedad específica de
los granos Relación de vacíos
Gneis 2.60 – 2.80 0.30 – 1.10
Cuarcita 2.65 – 2.75 0.50 – 0.90
Esquisto 2.70 – 2.90 0.60 – 1.20
Pizarra y filita 2.75 – 2.90 0.90 – 1.30
Basalto 2.80 – 3.20 1.20 – 2.15
En un suelo débilmente cementado la relación de vacíos tiene una fuerte influencia en la
resistencia en condición drenada, que varía en función de la densidad seca. La relación
de vacíos también tiene influencia en la deformación; es decir en relación con el
comportamiento del mismo suelo en estado desestructurado no cementado, que tiende
hacia este estado a medida que es sometido a grandes deformaciones. La relación de
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Página 155 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
vacíos bajo un determinado esfuerzo puede encontrarse en uno de los tres estados de
estabilidad que se enuncian más adelante en orden de estabilidad intrínseca creciente.
(1) Metaestable o estructuralmente dependiente, en el que el suelo natural existe con una
relación de vacíos que es imposible para el mismo suelo en el estado desestructurado al
mismo nivel de esfuerzo. El suelo puede existir en este estado debido sólo a la resistencia
y estabilidad asociadas a su cementación entre partículas.
(2) Estable contractivo, en el que el suelo puede existir en el estado desestructurado, pero
se contrae hacia el estado crítico a volumen constante al ser sometido a esfuerzos de
cortante.
(3) Estable dilatante. En el que el suelo puede existir en el estado desestructurado, pero
se dilata hacia el estado crítico a volumen constante al ser sometido a esfuerzos de
cortante.
Estas características están ilustradas en la Gráfica 3.21. La cementación y la relación de
vacíos se combinan para determinar las deformaciones que el suelo puede soportar
cuando cede en un estado particular de esfuerzos. Si un suelo residual in situ pasa de su
esfuerzo de cedencia (sea en falla por cortante o debido al incremento del esfuerzo medio
por efecto de la presión de consolidación) las deformaciones que sufrirá
subsecuentemente dependen en gran medida de su estado: si es metaestable quedará
sujeto a grandes contracciones, si es estable dilatante sufrirá sólo deformaciones
relativamente pequeñas (a menos que ocurra la falla por cortante). Así el reconocimiento
del estado de estabilidad permite establecer las consecuencias de exceder el esfuerzo de
cedencia. La pendiente de un gráfico relación de vacíos contra el logaritmo del esfuerzo
de un ensayo de compresión unidimensional o de esfuerzos isotrópicos después de la
cedencia es aproximadamente lineal. La pendiente de esta línea frecuentemente se
asimila a la pendiente de la línea de compresión virgen en los suelos sedimentarios
normalmente consolidados. Sin embargo, en un suelo residual está pendiente es una
función del esfuerzo de cedencia y de la porosidad inicial del suelo, como se muestra en
la Gráfica 3.21, más que una función intrínseca de la gradación y de la mineralogía del
suelo. Se ha encontrado que el gradiente de esta línea en los suelos residuales llamada
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Página 156 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
aquí el parámetro Ccs es una función de la porosidad inicial más que del tipo de suelo.
Esto concuerda con el mecanismo descrito anteriormente. Algunas correlaciones típicas
se encuentran en la Gráfica 3.22 (Hoyos, 2004).
Gráfica 3.21 Estado de la relación de vacíos-esfuerzo de un suelo residual asociado a los estados posibles de un suelo deestructurado (Hoyos, 2004).
El gradiente Ccs es una función de E0 y del esfuerzo de cedencia, y no una propiedad
intrínseca del material como Cc
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Página 157 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.22 Relación entre el índice de compresión, Ccs, y la relación inicial de vacíos, eo (Wallace 1973; Lacerda y otros. 1985 en Hoyos, 2004).
Gráfica 3.22, Relación entre el índice de compresión, Ccs, y la relación inicial de vacíos, Co
(tomado de Wallace 1973; Lacerda y otros. 1985 en Hoyos, 2004).
Si un suelo con un grado de saturación relativamente alto falla sin drenaje en un estado
metaestable, entonces es probable que se generen presiones intersticiales altas, la
resistencia sin drenaje puede ser muy baja y puede ocurrir un deslizamiento en forma de
flujo.
La descarga y una reducción en el esfuerzo medio efectivo pueden dar lugar a la cedencia
de una estructura cementada cuando un suelo contiene minerales que se expanden
suficientemente para romper la cementación interna. La presencia de mica puede
ocasionar que esto ocurra, así como la presencia de minerales de arcilla activa (Leroueil &
Vaughan 1990 en Hoyos, 2004).
El estado de un suelo in situ de acuerdo con las zonas de la Gráfica 3.22 puede estimarse
mediante la comparación de los esfuerzos in situ y las relaciones de vacíos con la línea de
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Página 158 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
compresión del suelo amasado y desestructurado. Tal estado puede estimarse
aproximadamente comparando la relación de vacíos in situ con el límite líquido y con la
densidad seca máxima determinada con el ensayo de compactación estándar (Vaughan y
otros. 1978). En los suelos parcialmente saturados es necesario usar la relación de vacíos
o el equivalente de contenido de agua saturada cuando el contenido natural de agua es
independiente de la densidad.
La ventaja de comparar la relación de vacíos in situ con los valores de ensayos
convencionales está ilustrada en la Gráfica 3.23, donde se muestra un perfil de suelo
derivado de neis de Guri conjuntamente con las relaciones de vacíos equivalentes a los
límites líquidos y los límites plásticos y la densidad máxima seca óptima (Prusza y otros
1983; Vaughan 1988 en Hoyos, 2004). De éstos es posible deducir el índice de liquidez y
la relación de vacíos relativa (el equivalente del índice de liquidez con el valor del límite
líquido sustituido por el contenido óptimo de agua). Los límites líquido y plástico no han
sido corregidos para tener en cuenta la remoción de la fracción gruesa del suelo. Es clara
la incertidumbre aneja al uso del límite plástico como medida de la consistencia de los
suelos de baja plasticidad. El límite plástico aumenta súbitamente a una profundidad de
10 m, dando lugar a una aparente disminución del índice de liquidez cuando todos los
demás parámetros indican que el suelo se ha convertido en un material más poroso
relativamente. Esto último está indicado por la relación de vacíos relativa. Un gráfico de
este tipo indica que la relación de vacíos in situ relacionada con la consistencia del suelo
aumenta fuertemente con la profundidad. Los cambios en la relación de vacíos en función
de la profundidad dentro de un perfil de granito meteorizado fueron discutidos por Radwan
(1988 en Hoyos, 2004).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 159 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.23. Perfil de neis meteorizado en la presa Guri, Venezuela, en términos de la relación de vacíos (tomado de Prusza y otros. 1983 en Hoyos, 2004).
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3.9 Compactación
Las características de compactación de los suelos residuales tropicales son influenciadas
por su gradación, resistencia a la desintegración de los grupos de partículas, composición
mineral y esfuerzo de compactación.
En la Gráfica 3.24 se observan los resultados de un ensayo triaxial en una arcilla
meteorizada de una arenisca, la cual contiene discontinuidades y así mismo se puede
observar una gran variación en el esfuerzo debido a la falta de compactación.
Gráfica 3.24 resultados de ensayos de corte triaxial a suelos residuales de areniscas (Wesley L. , 2009).
En consecuencia, las características de compactación varían en un rango muy amplio. La
mayoría de suelos poseen valores de peso unitario que varían entre 1.7 y 2.2 Ton/m y las
humedades óptimas poseen un rango desde 6 a 22%.
A medida que aumenta el contenido de arcilla o finos presentes, aumenta la humedad
óptima y disminuye el peso unitario máximo. Townsend (1985, en Suárez, 2009) reportó
que para algunos suelos naturales con permeabilidades de campo de 10-4 a 10-5cm/s, la
compactación producía una disminución de las permeabilidades de 10-5 a 10-7cm/s
(Suárez J. , 2009).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 161 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
El tamaño de las partículas y los límites de Atterberg, dan información intrínseca de las
propiedades del suelo, propiedades que surgen de su composición y que se presentan
siempre en los suelos, hay valores que indican el comportamiento en el estado
remoldeado pero que no brindan información en su estado natural. Hay dos parámetros
que brindan información importante acerca de la naturaliza del estado del suelo estos son:
1. La resistencia al corte no drenada, que es una medición simple de su resistencia
inalterado
2. Un parámetro indicador de su compacidad o densidad, que informa si la partícula
se encuentra empaquetada o tiene un estado ―no compacto‖ o abierto.
En el caso de las arcillas la compacidad la da el índice de liquidez, y en el caso de las
arenas la a la densidad relativa, la forma en que estos índices son definidos se presentan
en la Gráfica 3.25, el termino índice de liquidez solo indica la liquidez del suelo cuando
está completamente remoldeado. Para suelos intactos el índice de liquidez es mejor
considerado como un índice de compacidad ya que no hay una conexión directa entre el
índice de liquidez y la consistencia o liquidez del suelo.
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Página 162 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Gráfica 3.25 Índice de compacidad para arcillas y arenas (Wesley L. , 2009).
Un suelo con un índice de liquidez de cero tiene un contenido de agua igual al límite
plástico y está en un estado compacto o denso, mientras que un suelo con un índice de
liquidez de 1 tiene un contenido de agua natural igual a su límite líquido y no se encuentra
en un estado denso, esto quiere decir que se comporta casi como un líquido, excepto
después de remoldear, el hecho de que muchas arcillas naturales y limos tengan índices
líquidos en exceso de la unidad todavía siguen firmes para materiales rígidos es simple
reflejo de la influencia de la estructura de sus propiedades. La resistencia al corte no
drenado de la mayoría de los suelos residuales es bastante alto, comúnmente se
encuentra entre 75-200 kPa.
El índice de liquidez es una guía útil para determinar el comportamiento de un suelo
residual, por ejemplo un suelo con un alto índice de liquidez es propenso a mostrar las
siguientes propiedades:
1. Una gran pérdida de la resistencia a la alteración o al remoldeo, en otras
palabras, es un suelo sensible, y será un suelo que requiera de un manejo
especial ante compactaciones y sismos.
2. Al aplicar un esfuerzo de compresión en una dimensión o en tres dimensiones,
se genera un esfuerzo de cedencia bien definido. Aunque en algunos suelos
de alta sensibilidad con estructuras fuertes requieren un gran esfuerzo para ser
remoldeados, en estos suelos no es tan claro el esfuerzo de cedencia.
3.10 Permeabilidad
El efecto de la meteorización sobre materiales rocosos aumenta la porosidad sobre estas,
haciendo que los granos minerales sufran debilitamiento de sus cementantes provocando
la pérdida de los granos que posteriormente son remplazados por nuevos minerales que
se depositan en dichas porosidades y a lo largo de las fracturas. A continuación en la
Tabla 3.6 se presentan algunos valores de permeabilidad en diferentes tipos de rocas
junto con su porosidad.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 163 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
Tabla 3.6 Porosidad y permeabilidad de algunas rocas y suelos (Selby, 1993).
Roca no consolidadas
Porosidad (%)
Permeabilidad m/día
Arcilla Limo Arena Grava
45-60 20-50 30-40 25-40
10-6-10-4 10-3-10 10 -104 102-106
Rocas Consolidadas
Esquisto Arenisca Caliza
Conglomerado Granito Basalto Pizarra
Esquisto Gneiss
5 - 15 5 - 20 1 - 10 5 - 25
10-5 - 10 l0-4 - 50 10-4 - l 10-4 - 1 10-5- 1
10-7-10 10-2-102 10-2 -10 10-7- 1
10-7-103 10-5-10-2 10-9 -10-6 10-9- 10-5 10-9 -10-6
En la Tabla 3.7 se presenta la permeabilidad relativa para rocas ígneas y metamórficas
relacionadas con algunas propiedades mecánicas.
La meteorización se ve reflejada principalmente en las propiedades como la densidad
seca, la relación de vacíos, el contenido de arcilla y debido a esto la velocidad sísmica
(Vaunghan & Kwan, 1984 en Vaughan, 1985)
Hablando a mayor escala se producen nuevas fracturas o agrandando las ya existentes,
debilitando la resistencia a tensión y su rigidez, cavidades que se producen debido a la
pérdida por disolución de minerales carbonatados.
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Tabla 3.7 permeabilidad relativa, resistencia relativa y RQD para perfiles de rocas igneas y metamórficas (Hunt, 2007)
zona Descripción RQD (%)
Recobro (%)
Permeabilidad relativa
Resistencia relativo
Horizonte A superficie de suelo, raíces, zona de
lixiviación y evaluación puede
ser porosa
— 0 media a alta Baja a media
Horizonte B1 Usualmente arcilla-enriquecida con
acumulaciones de Fe. Al. Y Si. puede estar cementada no
hay presencia de estructura relicta
— 0 baja comúnmente baja, alta si es
cementada
Horizonte C estructura de roca con relictos, limos
gradados a material
0 0-10 Media baja a media (estructura
relicta significante)
(saprolito) arenoso menor al 10%
normalmente micas Transición altamente variable,
suelo a casi roca comúnmente
0-50 10 - 90 Alta
media a baja, donde
arena, 10 a 95% de rocas esferoidales
la debilidad o la estructura
meteorización común
Estructura relectica presente
Parcialmente meteorizado
manchas y juntas alteradas en rocas débiles y fuertes
50-75 >90 media a alta media a alta para
roca pocas alteraciones de feldespatos y
micas
especímenes intactos
roca Sana no hay rastro en las juntas
>75 100 baja a media muy alta para
no hay meteorización en
feldespatos y micas
>90 especímenes intactos
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 165 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
En la Gráfica 3.26(a) se muestra como el buzamiento en las rocas permeables permiten la
entrada del agua produciendo una mayor meteorización debido por acción de los
diferentes tipos de meteorización.
En la Gráfica 3.26 (b) la permeabilidad de la roca del estrato superior se encuentra sobre
una roca impermeable, lo que produce procesos como infiltración que arrastra material y
meteoriza más rápidamente la roca en la unión entre estos dos estratos.
Gráfica 3.26 Las capas de roca permeable ayudan a la meteorización (MClennan, 1995).
Esta permeabilidad puede variar debido a tres factores de meteorización principalmente.
Relación de vacíos (e): El aumento de los vacíos
densidad La integridad de la estructura remanente de los minerales
Saturación (S): La posible lixiviación de los materiales alterados químicamente,
que en etapas tempranas pueden mejorar las características y posteriormente ser
lavados por agua lluvia.
Las generalizaciones son siempre arriesgadas en mecánica de suelos, pero como ya se
ha indicado, no cabe duda de que los suelos residuales tienden a tener una permeabilidad
mucho mayor que los suelos sedimentarios. Esto es debido a las características
microestructurales, tales como la agregación de las partículas de arcilla en grupos, y la
capacidad de los enlaces entre las partículas para crear una estructura muy abierta. El
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Página 166 de 220 Propiedades físicas y mecánicas de suelos residuales
moldeo y la compactación de suelo residual tienden a destruir esta estructura y los
resultados en general en una disminución significativa en la permeabilidad. Hay que
señalar también que la permeabilidad generalmente no se correlacionan bien con el
tamaño de partícula como con los limos y arenas y en algunas arcillas sedimentarias. En
la Tabla 3.8 se presentan algunos los valores del coeficiente de permeabilidad para una
amplia gama de suelos residuales.
Tabla 3.8 Coeficiente de permeabilidad de algunos suelos residuales (Wesley L. , 2009)
tipo de suelo Coeficiente de permeabilidad
Roca parental
Descripción Joven Maduro Remoldeado
(Saprolito) (Suelo)
Granito 4x10-3 - 5x10-9 4x10-6 5x10-9 -
Gneis 5x10-6 - 1x10-7 5x10-6 - 1x10-6 -
Basalto 3x10-6 - 1x10-9 - -
Arenisca Arcilla gris 10-9 - 10-6 10-10 - 10-7
Andesita / Arcillas rojas
Cenisa volante
(halloisita) 1x10-9 0,3-3 x 10-10
Cenisa volante
Arcilla de ceniza volante 10-6 a 10-7 5x10-7 - 10-8 10-11 - 5x10-10
(hallofanita)
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 167 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
4 DESLIZAMIENTOS EN SUELOS RESIDUALES
Si bien los principios generales de la estabilidad de los taludes que se aplican a los suelos
sedimentarios son igualmente aplicables a los suelos residuales, existen diversos
aspectos del comportamiento de los taludes que son propias o característicos de suelos
residuales. Estos incluyen los siguientes (Wesley L. , 2009):
1. Las pendientes de los suelos residuales excluyendo los Vertisoles y suelos derivados
de rocas sedimentarias blandas, tales como esquistos (Shale) por lo general se
mantienen estables en ángulo mucho más pronunciado que en los suelos más
sedimentarios. Las pendientes de 45 ° o más empinadas no son algo inusual. Los cortes
en cenizas volcánicas (alofano) arcillas a menudo puede tener taludes de 60 ° de 10 m de
altura, sin peligro de fallar.
2. la estabilidad de taludes en suelos residuales, especialmente cuando en pendientes
pronunciadas, es improbable que sean por fallas circulares profundas. Estas son más
propensas a ser relativamente poco profundas, a menudo con superficies de falla
ligeramente curvadas, o casi planares. Sin embargo, el volumen de material en cuestión
todavía puede ser muy grande.
3. El valor del intercepto de cohesión (c') normalmente juega un papel importante para
mantener la estabilidad, parece ser debido a alguna forma de enlaces débiles entre
partículas.
4. La resistencia residual es generalmente más cercana a la resistencia pico, que el caso
de la mayoría de los suelos sedimentarios, especialmente en arcillas que contienen
alofano o halloysita.
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Página 168 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
5. La contribución de la resistencia al corte resultante de la presión de poros negativa por
encima del nivel freático puede ser un factor significativo en la estabilidad de los taludes
en suelos residuales.
6. En algunos suelos residuales (posiblemente la mayoría), la presencia de
discontinuidades pueden ser el factor principal que regula la estabilidad de las pendientes.
7. La medida en que la estabilidad de taludes en suelos residuales se puede evaluar por
métodos analíticos a menudo es muy limitada, debido a las incertidumbres en los
parámetros de resistencia del suelo y de las condiciones de infiltración.
8. Los deslizamientos en suelos residuales son generalmente provocados por las fuertes
lluvias, que dan como resultado aumentos temporales en la presión de poros en las
pendientes. Las temporadas de lluvia con fuertes tormentas aumentan la probabilidad de
provocar fallas comparadas con temporadas secas.
9. Los sismos fuertes también son un detonante de deslizamientos y pérdida en la
estabilidad de taludes.
10. La causa real de la activación de un gran número de deslizamientos en suelos
residuales es la intervención humana. El movimiento de tierras, el relleno de pendientes,
la deforestación, la interferencia con el drenaje natural y los patrones de infiltración son
factores que reducen la estabilidad general y posiblemente conlleva a fallas
especialmente en las zonas urbanas.
4.1 Factores que los condicionan y producen la falla
Las fallas en un talud pueden deberse a dos maneras diferentes o por la combinación de
estos factores:
o por disminución de la resistencia al cortante
o por aumento de los esfuerzos a cortante
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 169 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
Estos factores se generan por procesos antrópicos, procesos Físicos y
Geomorfológicos, a procesos Hidrogeológicos.
Procesos antrópicos: son los que están ligados a la intervención del ser humano o Las excavaciones o cortes que modifican la topografía. o Los rellenos. o La infiltración en canales o cuerpos de agua. o Las fugas de agua de las redes de servicios. o La deforestación. o Las vibraciones artificiales, tránsito de vehículos. o vibraciones de maquinaria, detonaciones de explosivos, etc.
Procesos Físicos y Geomorfológicos: son los que están ligados a los procesos
terrestres
o La tectónica o La erosión o La lluvia o Las inundaciones o Los sismos o Las erupciones o volcánicas o Etc.
Procesos Hidrogeológicos: son los que están ligados al agua los cuales generan principalmente un aumento de la presión de poros, una disminución de las tensiones negativas y un aumento en el peso unitario del suelo.
4.1.1 Efectos de la meteorización
La meteorización promueve el deterioro de la roca maciza en cuanto a la calidad de la
roca, particularmente el módulo de deformación y la resistencia además de incrementar el
potencial para diferentes tipos de falla y deformación.
Las alteraciones hidrogeológicas que afectan características más complejas que se
presentan en la roca parental como mecanismos de debilitamiento del material como
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Página 170 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
procesos de tubificación (Piping) según Brand, (1986 en Geological Society Engineering
Group Working Party Report, 1995).
Los modos de falla de taludes en suelos residuales pocas veces suceden en superficies
circulares profundas, dado el perfil de meteorización de los suelos, el cual define capas
con distinto grado de meteorización y profundidad. Son relativamente superficiales, con
superficies de falla bastante planas. En grandes taludes a grandes profundidades del
material meteorizado limitada sobre la roca sana, los deslizamientos son preferentemente
traslaciónales. La mayor parte de los problemas de estabilidad de taludes en suelos
residuales son producto de la meteorización de rocas metamórficas e ígneas, estas fallas
ocurren principalmente en la capa superficial del suelo residual, normalmente debido a
fenómenos relacionados con incrementos en la presión de poros (asociado a lluvias
intensas), o en la capa intermedia de la roca meteorizada por la influencia que ejercen las
diaclasas y las fracturas heredadas de la roca original. En estos perfiles es muy común
que existan fuertes fluctuaciones estacionales de los niveles piezométricos en las distintas
capas que los forman. Los problemas de estabilidad más comunes asociados a las rocas
sedimentarias son generadas debido a sumideros, fracturación y las intercalaciones de las
arcillas blandas (Rodríguez & Del Castillo, 2009).
Aunque el análisis de la estabilidad de taludes en rocas meteorizadas debería hacerse
considerando que la falla aún puede presentarse, debido a que algunos detalles
significativos faltan en el entendimiento de los modos de falla comúnmente usados, y por
lo tanto se requieren estudios más a fondo en los deslizamientos de las rocas
meteorizadas, esto porque se ha encontrado que alguna característica geológica o de
meteorización, ha sido malinterpretada o ignorada durante el establecimiento de la
estabilidad de dichos deslizamientos (Hencher y otros, 1984 en Geological Society
Engineering Group Working Party Report, 1995).
Los parámetros generalmente usados en las clasificaciones de estas rocas incluyen la
resistencia de la roca intacta y el espaciamiento de las fracturas, pero ambas propiedades
se ven afectadas finalmente debido a procesos de meteorización.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 171 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
(Hoek & Brown, 1990) determinaron ecuaciones para la resistencia en las rocas basadas
en el tipo de roca, resistencia en la roca intacta y el espaciamiento de las fracturas por lo
mismo se considera apropiado en ciertas circunstancias describir el estado de la masa en
términos generales relacionando aspectos importantes como la capacidad a ser
excavada, o la estabilidad del talud (Fookers y otros, 1971; Gamon &Finn, 1986; Pettier &
Fookers, 1994) en (Geological Society Engineering Group Working Party Report, 1995)
4.1.2 Factores que condicionan el comportamiento
A continuación se presentan algunos factores presentes en los suelos residuales.
Aumento del peso unitario del suelo: Este incremento de peso es apreciable,
especialmente en combinación con otros efectos que acompañan el aumento en el
contenido de agua (Duncan & Wrigh, 2005).
Presión de agua en grietas: Cuando las grietas en la parte superior de un talud se llenan
con agua parcial o totalmente, la presión de agua hidrostática en la grieta aumenta en
forma relativamente importante incrementando los esfuerzos de cortante y
desestabilizando el talud.
Infiltración en canales, cuerpos de agua e irrigación: Una vez se infiltra el agua esta
fluye por gravedad hasta que alcanza un manto impermeable y se genera un nivel
freático. Igualmente si encuentra diaclasas o fracturas el agua puede rellenarlas y generar
presiones de poro de gran magnitud
Presión artesiana: ocurre cuando la cabeza de agua subterránea es mayor que la
cabeza de agua en el suelo por encima de ese nivel.
Infiltraciones concentradas: Estas infiltraciones pueden provenir de rotura o escape de
un ducto de acueducto o alcantarillado, concentración de agua superficialmente por falta
de drenaje de aguas de escorrentía, taponamiento de un alcantarillado, bloqueo o
represamiento de quebradas o descarga de aguas de alcantarillado. Generalmente es
difícil detectar el sitio de origen de las infiltraciones
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Página 172 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
Efecto de las lluvias de gran intensidad: Los análisis en Hong Kong muestran que las
lluvias de gran intensidad son las que producen los deslizamientos y no la lluvia
acumulada (Duan, Hao, Xie, Zhoua, & Yea, 2002). Debe tenerse en cuenta que en Hong
Kong la mayoría de los suelos son residuales provenientes de la meteorización de
granitos. La permeabilidad de estos suelos es relativamente alta y se requieren grandes
intensidades para generar presiones de poro de gran magnitud
Permeabilidad: En suelos más permeables la saturación puede ocurrir más rápidamente
Efecto de las lluvias acumuladas: en el caso de coluviones en suelos residuales
Colombianos se ha detectado que la lluvia acumulada de menor intensidad activa grandes
deslizamientos mientras lluvias de mayor intensidad pero de menor tiempo no son
suficientes para activar deslizamientos de coluviones de gran magnitud,
En estudios realizados en Puerto Rico, se encontró que la intensidad de lluvia (I mm/h)
que produce deslizamiento depende de la duración de la lluvia (D horas) de acuerdo a la
expresión: I = 91.46 D -082 (Larsen y Simmon, 1992, en Suárez, 1998).
De acuerdo con estas investigaciones, en tormentas que tienen duraciones de hasta 10
horas, los deslizamientos no ocurren hasta que la intensidad alcanza valores tan altos
como hasta tres veces la intensidad reportada para producir deslizamientos en áreas no
tropicales.
Además el tiempo que se requiere para que una lluvia produzca un deslizamiento es
mayor en una arcilla que en un material arenoso (Alonso & Gens, 1995), debido a las
diferencias de infiltración. Este tiempo es inversamente proporcional a la permeabilidad
para valores constantes de los demás parámetros.
Expansión y contracción: En los suelos arcillosos expansivos, principalmente los
Vertisoles con minerales como la montmorillonita se producen cambios de volumen por
cambios de humedad asociados con el potencial de succión del material. Estas
expansiones y contracciones producen agrietamientos y cambios en la estructura del
suelo generalmente con pérdida de la resistencia al cortante. La expansión es mayor
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cuando las presiones de confinamiento son bajas, por ejemplo en el pie de los taludes de
baja pendiente.
Flujo de detritos: El desprendimiento y transporte de partículas gruesas y finas en una
matriz de agua y granos en forma de flujo seco o saturado. Los flujos de detritos son
impredecibles, mueven grandes volúmenes de material y pueden crear una amenaza
moderada a alta.
Se requiere un análisis especial de cada caso para su tratamiento. Generalmente no se
les considera como procesos de deterioro sino como deslizamientos. Sin embargo,
pueden generar grandes deslizamientos del macizo al producir cambios topográficos
importantes, ver Gráfica 4.1.
Dispersión del suelo: Los suelos dispersivos son suelos con contenidos de arcillas con
presencia de iones de Sodio (Na+). Estos suelos al saturarse se dispersan y pierden
prácticamente la totalidad de su resistencia a la cohesión.
Disolución: Puede producir cavidades internas que podrían colapsar o formar cárcavas
kársticas, ver Gráfica 4.1.
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Gráfica 4.1 Procesos de deterioro en macizos rocosos (Suárez J. , 1998).
Lavado interno (lixiviación): El lavado incluye cambios en la composición química del
agua de poros al moverse está a través de los vacíos del suelo. El lavado de sal del agua
de poros de arcillas marinas contribuye al desarrollo de arcillas rápidas, las cuales
virtualmente pierden toda su resistencia al alterarse.
Lavado superficial o erosión La erosión es el desprendimiento, transporte y
depositación de partículas o masas pequeñas de suelo o roca, por acción de las fuerzas
generadas por el movimiento del agua. El flujo puede concentrarse en canales
produciendo surcos y cárcavas. Las gotas de lluvia pueden contribuir al desprendimiento
de las partículas o granos. Puede producir sedimentación de materiales en el pie del
talud. Como solución se propone generalmente, la construcción de obras de drenaje y de
bioingeniería, así concreto lanzado o modificaciones de la topografía del talud.
Los procesos de erosión son muy comunes en suelos residuales poco cementados o en
suelos aluviales, especialmente, los compuestos por limos y arenas finas principalmente,
cuando la cobertura vegetal ha sido removida. Se conocen varios tipos de erosión:
a. Erosión Laminar
El proceso de erosión laminar se inicia por el impacto de las gotas de agua lluvia contra la
superficie del suelo, complementada por la fuerza de la escorrentía produciendo un
lavado de la superficie del terreno como un todo, sin formar canales definidos. Al caer las
gotas de lluvia levantan las partículas de suelo y las reparten sobre la superficie del
terreno.
La velocidad de las gotas de lluvia puede alcanzar valores hasta de 10 metros por
segundo y su efecto es muy grande sobre las superficies de talud expuestos y sin
cobertura vegetal. El proceso es particularmente grave cuando la pendiente del talud es
grande, como es el caso de los taludes de cortes en obras viales.
b. Erosión en surcos
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Los surcos de erosión se forman por la concentración del flujo del agua en caminos
preferenciales, arrastrando las partículas y dejando canales de poca profundidad
generalmente, paralelos. El agua de escorrentía fluye sobre la superficie de un talud y a
su paso va levantando y arrastrando partículas de suelo, formando surcos (rills).
Los surcos forman una compleja microred de drenaje donde un surco al profundizarse va
capturando los vecinos, formando surcos de mayor tamaño, los cuales a su vez se
profundizan o amplían formando cárcavas en forma de V que pueden transformarse a
forma de U. Inicialmente la cárcava se profundiza hasta alcanzar una superficie de
equilibrio, la cual depende de las características geológicas e hidráulicas, para luego
iniciar
Un proceso de avance lateral mediante deslizamientos de los taludes semiverticales
producto de la erosión. La localización en cuanto a su profundidad y la velocidad de
avance del proceso es controlada por los procesos de tipo hidráulico y por la resistencia
del material a la erosión. Los surcos de erosión pueden estabilizarse generalmente, con
prácticas de agricultura.
c. Erosión en Cárcavas
Las cárcavas constituyen el estado más avanzado de erosión y se caracterizan por su
profundidad, que facilita el avance lateral y frontal por medio de desprendimientos de
masas de material en los taludes de pendiente alta que conforman el perímetro de la
cárcava. Las cárcavas inicialmente tienen una sección en V pero al encontrar un material
más resistente o interceptar el nivel freático se extienden lateralmente, tomando forma en
U
d. Erosión interna (Piping)
El agua al fluir por ductos concentrados dentro del suelo produce erosión interna, la cual
da origen a derrumbamientos o colapsos que pueden generar un hundimiento del terreno
o la formación de una cárcava, ver Gráfica 4.2.
David E Agudelo B
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Gráfica 4.2 Esquema general de cárcava de erosión. Piping, (Suárez J. , 1998).
e. Erosión por afloramiento de agua
Un caso de erosión puede ocurrir en los sitios de afloramiento de agua, formando
pequeñas cavernas y/o taludes negativos, los cuales a su vez pueden producir
desprendimientos de masas de suelo.
Flujo del suelo: El desprendimiento y transporte de partículas gruesas y finas en una
matriz de agua y granos en forma de flujo seco o saturado. Los flujos de detritos son
impredecibles, mueven grandes volúmenes de material y pueden crear una amenaza
moderada a alta.
Desintegración de la roca arcillosa: Las arcillolitas y lutitas excavadas y reutilizadas
para rellenos pueden romperse en pedazos formando un relleno de roca aparentemente
compacta y estable. Sin embargo, cuando el relleno se satura por infiltración de agua, los
pedazos de roca pueden desmoronarse o desintegrarse
Deformaciones por concentración de esfuerzos: Los materiales al estar sometidos a
esfuerzos de compresión o cortante sufren deformaciones, las cuales aumentan con el
tiempo en una especie de fatiga de los materiales de suelo o roca
Deformaciones por cambio de esfuerzos: los cambios que debido a cortes, cargas
estáticas o dinámicas producen cambios de esfuerzos en el suelo o roca.
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Página 177 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
Fatiga o deformación a largo plazo con carga sostenida (Creep): Las arcillas y
especialmente las arcillas muy plásticas se deforman en forma continua cuando están
sujetas a carga sostenida. Estas arcillas pueden fallar eventualmente bajo estas cargas
sostenidas, aún a esfuerzos de cortante que son significativamente inferiores a la
resistencia de la arcilla a corto plazo.
Formación de estrías o espejos de falla en rocas ígneas vítreas: El "espejo de falla"
es la parte de la falla (zona de ruptura entre dos bloques) que queda expuesta a la
intemperie y donde las estrías anuncian el sentido y la dirección del desplazamiento de
los bloques. El movimiento de estos bloques, sometidas a tensiones derivadas de un
fuerte empuje, provocan la aparición de "espejos", superficies de roca pulidas y
vitrificadas por las colosales fuerzas y el calor que se genera durante el rozamiento
(Pizarro, 2009).
Agrietamiento por tensión: La mayoría de los suelos poseen muy baja resistencia a la
tensión y la generación de esfuerzos relativamente pequeños (especialmente arriba de la
cabeza de los taludes y laderas), puede producir grietas de tensión, las cuales facilitan la
infiltración de agua y debilitan la estructura de la masa de suelo permitiendo la formación
de superficies de falla.
Colapso por falta de soporte: Bloques independientes de gran tamaño colapsan debido
a la falta de soporte vertical, efecto similar a la socavación, ver Gráfica 4.1.
Desmoronamiento del talud: El desmoronamiento general del talud produce la caída de
bloques de diversas dimensiones en forma semicontinua. Puede causar una amenaza
significativa y crear grandes acumulaciones de detritos en el pie del talud. Como solución
se sugiere la construcción de gradas, colocación de mallas, trampas para detritos y cercas
protectoras; también se pueden construir estructuras de submuración en mampostería o
concreto lanzado. Los bloques grandes pueden requerir aseguramiento con pernos,
anclajes o cables. Las áreas con desintegración severa pueden requerir soporte total o
disminuir el ángulo de inclinación del talud, ver Gráfica 4.1.
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Efectos de vibraciones y sismos: Los sismos pueden generar deslizamientos
especialmente en taludes con estabilidad marginal, deslizamientos por licuación del
material subyacente y deslizamientos de traslación en suelos arcillosos de gran espesor.
Igualmente se pueden producir agrietamientos y desintegración en los taludes de roca.
Cargas sísmicas: Los sismos producen aceleraciones horizontales y verticales sobre los
taludes, los cuales resultan en variaciones de esfuerzos colocados en forma rápida. Las
fuerzas dinámicas que actúan sobre el talud pueden causar inestabilidad momentánea.
Además pueden producir agrietamientos especialmente en los materiales rígidos y
frágiles. Además los agrietamientos debilitan la masa de talud y generan superficies
preferenciales de falla, debilitan las uniones, juntas etc. En materiales rígidos y frágiles
especialmente.
Pérdida de resistencia por cargas cíclicas: Bajo la influencia de cargas cíclicas, las
uniones entre partículas de suelo pueden romperse y/o las presiones de poro pueden
aumentar. Los suelos más sujetos a pérdida de resistencia debido a cargas cíclicas son
los suelos sueltos y los suelos con partículas que están muy poco cementadas.
Deforestación: El tema de deslizamientos causados por la deforestación ha sido muy
polémico durante los últimos años. Algunos autores atribuyen buena parte de los
deslizamientos en zonas tropicales a la deforestación. Sin embargo, en grandes eventos
de lluvias se han observado evidencias de que las zonas cubiertas con vegetación
pueden producir igual o mayor cantidad de deslizamientos que las zonas descubiertas,
(Suárez J. , 2009).
4.2 Factores que controlan los deslizamientos en suelos residuales
La clave para la comprensión y análisis de la estabilidad de taludes en suelos residuales
radica en el reconocimiento del papel que desempeñan los perfiles de meteorización y el
comportamiento que va ligado a este.
Para el grado I: las zonas poco a moderadamente meteorizadas suele comportarse como
roca
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Para los grados II y III: tienden a comportarse como roca en términos geotécnicos y se
puede definir como basamento meteorizado.
En la zona intensamente meteorizada grado IV y por encima de ella el material tiende a
comportarse como suelo en términos geotécnicos.
Para los grados III y IV constituyen una importante zona de transición en términos de
comportamiento geotécnico, donde ocurre el cambio de material rocoso, en el que el
comportamiento puede ser controlado por el movimiento a lo largo de las
discontinuidades, hasta el suelo donde el comportamiento está controlado por
deformaciones de la masa.
El papel de las continuidades está influenciado en el régimen tropical particularmente por
la presencia de material alterado como una cubierta.
El saprolito comúnmente se define como la parte del manto meteorizado (es decir, que se
comporta en general como un suelo en términos geotécnicos) que presenta rasgos
texturales y estructurales de la roca madre al punto que ésta puede reconocerse. Esta
definición se aplica a los grados IV y V.
El comportamiento de los suelos inmaduros en las partes inferiores del grado IV se
relaciona más estrechamente con el material parental que con los suelos maduros.
En el grado VI han desaparecido todos los rasgos de la textura y estructura original. Este
grado incluye los horizontes pedológicos A y B del suelo.
Además del grado de meteorización en el que se encuentra el suelo el agua subterránea y
las estructuras heredadas juegan un papel importante y es absolutamente necesario tener
una clara concepción del perfil típico de meteorización en varios tipos de roca. Con este
perfil en mente, se debe entonces estar capacitado para reconocer variaciones locales
significativas desarrollar una exploración, se deben hacer pruebas de control para obtener
información para el análisis de estabilidad de taludes (Hoyos, 2004).
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4.2.1 Factores geológicos
Existen algunas características geológicas más significativas que otras relacionadas con
el comportamiento de la estabilidad de los taludes, En las formaciones de suelos
residuales generalmente existen superficies preferenciales por las cuales el talud tiende a
fallar. Se pueden indicar las siguientes:
4.2.1.1 Juntas o diaclasas
Las juntas juegan un papel importante en las fallas de materiales residuales. Si se
encuentran abiertas actúan como conductores de agua y activadores de presiones de
poros. Por lo general, se encuentran más abiertas en la superficie que a profundidad. El
agua al pasar a través de la junta produce meteorización de sus paredes, formando arena
o arcilla que forman superficies de debilidad. Adicionalmente, el agua que viaja a lo largo
de las juntas puede llevar arcilla en suspensión que es depositada en ellas y en las
discontinuidades. Blight, Wardle, & Fourie (1997) Afirman que la resistencia a lo largo de
una estructura heredada puede ser la mitad de la resistencia en el suelo residual intacto y
cita casos en que la resistencia es de solamente 1/3 de la resistencia a través del suelo.
Las superficies de falla pueden coincidir con una junta o puede comprender varias familias
de juntas diferentes formando bloques deslizantes. (Blight, Wardle, & Fourie, 1997)
los perfiles de suelos de origen volcánico intrusivo y extrusivo al meteorizarse amplían las
discontinuidades las cuales tienden a ser horizontales y verticales, lo cual conlleva a que
los deslizamientos sean controlados por las características del perfil de meteorización
generado en gran medida por las discontinuidades.
El tipo de falla que se presenta depende del espesor y la pendiente inferior del manto de
meteorización intensa donde debido a estas discontinuidades aparecen diques, bloques o
cantos grandes de materiales geológicamente diferentes.
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4.2.1.2 Estratificación
La estratificación genera superficies de debilidad por cambio de material. Cuando los
materiales a lado y lado de la estratificación son de propiedades mecánicas similares,
trabajan en forma similar a una diaclasa pero cuando la diferencia de propiedades es
grande, como en el caso de estratificación de areniscas y lutita, la situación se hace más
compleja, produciéndose concentración de agua en la interface y flujo dentro del material
más permeable. Este proceso genera una zona de meteorización a partir del plano de
estratificación que debilita esta superficie.
El suelo residual generalmente es más duro en la superficie y se hace más blando al
profundizarse. A lo largo de juntas o planos importantes de estratificación, se generan
colchones de materiales blandos por disolución, los cuales actúan como superficies
preferenciales de deslizamiento.
Generalmente, los deslizamientos están controlados por los planos de estratificación
donde las superficies de falla comúnmente son tangentes a estos (ver Gráfica 4.3).
Adicionalmente, se pueden presentar ductos internos o cavernas, los cuales generan
corrientes concentradas de agua subterránea y es común encontrar deslizamientos en los
sitios de afloramiento de estas corrientes.
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Gráfica 4.3 Deslizamientos en suelos residuales de calizas, (Suárez J. , 2009).
4.2.1.3 Fallas
Los planos de estratificación y las fallas o fracturas importantes o las capas de materiales
algo permeables, generan superficies de cambio brusco en el perfil, los cuales controlan
generalmente las fallas (Gráfica 4.6 y Gráfica 4.4). Condiciones similares se presentan
cuando aparecen diques, bloques y cantos de grandes materiales geológicamente
diferentes.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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Gráfica 4.4 Deslizamientos en intercalaciones de areniscas y lutitas, (Suárez J. , 2009).
Su influencia en los problemas de taludes en materiales residuales pueden definirse así:
Producen una zona de debilidad varios metros a lado y lado y en el caso de fallas de gran
magnitud, de varios centenares de metros en dirección normal a éstas. En algunos casos
las fallas son verdaderas familias de fallas que parecen especies de diaclasamiento. El
material fracturado a lado y lado de la falla puede producir zonas inestables dentro de la
formación estable. Los planos de falla a su vez pueden estar rellenos de arcilla o
completamente meteorizados, formando superficies débiles muy peligrosas. Es común
que un deslizamiento esté directamente relacionado con la presencia de una falla
geológica, ver Gráfica 4.5.
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Gráfica 4.5 Fallas en los materiales de origen volcánico (Suárez J. , 2009)
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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Gráfica 4.6 Deslizamientos en intercalaciones de arcillolitas y areniscas, con estratificación horizontal (Suárez J. , 2009).
La Presencia de Grandes Bloques en el Perfil de Suelo Residual
Una forma muy común de heterogeneidad del suelo residual, es la presencia caótica de
grandes bloques en una matriz de partículas considerablemente más pequeñas (arenas o
limos). Este caso es frecuente en saprolitos de rocas ígneas o metamórficas
moderadamente fracturadas Aydin (2000), Lindquist y Goodman (1994 en Suárez, 2009)
encontraron que el incremento en la proporción de bloques puede conducir a un aumento
de la resistencia y del módulo de deformación.
Si la proporción de bloques es menor de 30%, el efecto sobre la resistencia al cortante es
mínimo, lo cual coincide con la propuesta de Hencher y Martín (1982 en Suárez, 2009).
Sin embargo, la presencia de otros detalles como las estructuras heredadas y la
heterogeneidad de la matriz, pueden darle mayor importancia a los bloques de gran
tamaño. Por ejemplo, cuando la discontinuidad que induce la falla encuentra un bloque de
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gran tamaño, la superficie de falla se relocaliza, aumentándose la resistencia. En la
Gráfica 4.7 se muestra el efecto de la presencia de estos bloques, de acuerdo con su
localización. Si la presencia de bloques es muy pequeña, el material se comporta como
un suelo sin efecto de los bloques.
Gráfica 4.7 Influencia de los bloques de gran tamaño en un talud de suelo residual (Suárez J. , 2009).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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4.2.1.4 Intrusiones
A veces los deslizamientos son generados por la presencia de intrusiones de materiales
más permeables que traen su efecto en el régimen de aguas. Las diferencias en el grado
de cristalización y el tamaño de los cristales también afectan la estabilidad de los taludes
en rocas ígneas y metamórficas.
En áreas de granitos, el agua al pasar por las discontinuidades se vuelve ácida y ayuda a
acelerar el proceso de descomposición, pudiéndose presentar casos de más de 50 metros
de espesor de suelo residual (Bligth y Freitas, 1984).
4.2.1.5 Foliaciones
Las foliaciones son superficies generalmente paralelas de baja cohesión y por las cuales
las rocas se pueden partir. Estas son debidas principalmente, a efectos de metamorfismo
y son conocidas como pizarrosidad, esquistosidad, foliación, etc. Este proceso produce
direcciones de debilidad muy similares a diaclasas, pero son menos separadas y pueden
inducir el desmoronamiento de los suelos al momento de moverse, produciéndose flujos
secos del material desintegrado.
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Gráfica 4.8 Efecto de las discontinuidades en la falla de los taludes (Suárez J. , 1998).
4.2.2 Clasificación De Los Movimientos En Masa
Para la clasificación de los movimientos en masa se presenta el sistema propuesto
originalmente por (Varnes, Landslide hazard Zonation: a review of principles and practice.
Natural Hazards, 1984), el cual tipifica los principales tipos de movimiento.
Para el propósito del presente texto se presentan algunas observaciones de Suárez J.
(2009) acerca de los procesos de movimiento identificados por Varnes (1984). Algunos de
estos movimientos están incluidos en la clasificación de los procesos de deterioro previos
a un deslizamiento y es difícil identificar cuando son procesos de deterioro y cúando son
componentes principales del movimiento del talud.
4.2.2.1 Caído
En los caídos una masa de cualquier tamaño se desprende de un talud de pendiente
fuerte, a lo largo de una superficie, en la cual ocurre ningún o muy poco desplazamiento
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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de corte y desciende principalmente, a través del aire por caída libre, a saltos o rodando,
ver Gráfica 4.9, Gráfica 4.10 y Gráfica 4.11.
Gráfica 4.9 Caídos de bloques por gravedad en roca fracturada (Suárez J. , 1998).
Gráfica 4.10 Caídos de bloques rodando (Suárez J. , 1998).
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Página 190 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
El movimiento es muy rápido a extremadamente rápido y puede o no, ser precedido de
movimientos menores que conduzcan a la separación progresiva o inclinación del bloque o
masa de material.
La observación muestra que los movimientos tienden a comportarse como caídos de caída
libre cuando la pendiente superficial es de más de 75°. En taludes de ángulo menor
generalmente, los materiales rebotan y en los taludes de menos de 45 grados los
materiales tienden a rodar.
Los "caídos de roca" corresponden a bloques de roca relativamente sana, los caídos de
residuos o detritos están compuestos por fragmentos de materiales pétreos y los caídos de
tierra corresponden a materiales compuestos de partículas pequeñas de suelo o masas
blandas (Suárez J. , 1998).
Gráfica 4.11 Algunos mecanismos de falla de caídos (Suárez J. , 1998).
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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Wyllie y Norrish (1996 , en Suárez 1998) indican como causas de los caídos de roca en
California la lluvia, la roca fracturada, el viento, la escorrentía, las fracturas planares
adversas, el movimiento de los animales, la erosión diferencial, las raíces de los árboles,
los nacimientos de agua, las vibraciones de maquinaria y vehículos y la descomposición
del suelo.
Los desprendimientos (caídos y volteos o volcamientos) se presentan preferiblemente en
taludes y laderas de pendiente fuerte y afectan principalmente las secuencias pirocásticas
más consolidadas, las terrazas y los depósitos de talud menos frecuentes en macizos
cristalinos o volcánicos, débil a moderadamente meteorizados. Este tipo de movimiento se
presenta con mucha frecuenta en las zonas volcánicas piroclásticas; son relativamente
importantes en los suelos sedimentarios donde los taludes tienen fuerte pendiente y se
presentan secuencias con alternancias de estratos duros y blandos y en los depósitos de
terraza (Montero, Beltrán, & Cortés, 1987).
Aunque las altas concentraciones de humedad en periodos de lluvias parecen constituir
los mecanismos detonantes más frecuentes de los deslizamientos, muchos movimientos
se disparan como consecuencia de sismos de diferentes intensidad a lo largo de las fallas.
Además de que a lo largo de esas zonas de convulsión sísmica son más frecuentes los
deslizamientos en razón del brechamiento y fracturamiento notable de las rocas. Como
solución a esta problemática se sugiere la limpieza de los residuos en el pie del talud y el
cubrimiento con técnicas de bioingeniería concreto lanzado y refuerzo local, donde exista
riesgo de colapso. (Montero, Beltrán, & Cortés, 1987).
4.2.2.2 Inclinación o volteo
Este tipo de movimiento consiste en una rotación hacia adelante de una unidad o unidades
de material térreo con centro de giro por debajo del centro de gravedad de la unidad y
generalmente, ocurre en las formaciones rocosas, ver Gráfica 4.13.
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Las fuerzas que lo producen son generadas por las unidades adyacentes, el agua en las
grietas o juntas, expansiones y los movimientos sísmicos. La inclinación puede abarcar
zonas muy pequeñas o incluir volúmenes de varios millones de metros cúbicos, (Suárez J.
, 1998).
Gráfica 4.12 Esquema de caídos de roca y residuos (Suárez J. , 1998).
Gráfica 4.13 Volteo o inclinación en materiales residuales (Suárez J. , 1998).
Dependiendo de las características geométricas y de estructura geológica, la inclinación
puede o no terminar en caídos o en derrumbes, ver Gráfica 4.14 y Gráfica 4.15. Las
inclinaciones pueden variar de extremadamente lentas a extremadamente rápidas. Las
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características de la estructura de la formación geológica determinan la forma de
ocurrencia de la inclinación.
Gráfica 4.14 Proceso de falla al volteo (Suárez J. , 1998).
Gráfica 4.15 El volteo puede generar un desmoronamiento (Suárez J. , 1998). 4.2.2.3 Reptación
La reptación consiste en movimientos muy lentos a extremadamente lentos del suelo
subsuperficial sin una superficie de falla definida. Generalmente, el movimiento es de unos
pocos centímetros al año y afecta a grandes áreas de terreno Gráfica 4.16.
Se le atribuye a las alteraciones climáticas relacionadas con los procesos de
humedecimiento y secado en suelos, usualmente, muy blandos o alterados. La reptación
puede preceder a movimientos más rápidos como los flujos o deslizamientos.
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Gráfica 4.16 Esquema de un proceso de reptación (Suárez J. , 1998).
Los reptamientos y flujos, a menudo son difíciles de diferenciar, afectan por lo general los
mismos tipos de materiales en deslizamientos rotacionales pero principalmente del terreno
en zonas de alta concentración de humedad y pendientes topográficas suaves (inferiores a
30%) en la parte baja de los valles. Son más frecuentes en la provincia ígnea volcánica de
la Cordillera Central de Colombia, asociados a la zona superficial de los perfiles de
meteorización, es decir el suelo residual y el regolito fino. Son relativamente frecuentes en
las zonas sedimentarias donde afectan principalmente depósitos de coluvión (Montero,
Beltrán, & Cortés, 1987).
4.2.2.4 Deslizamiento
Este movimiento consiste en un desplazamiento de corte a lo largo de una o varias
superficies, que pueden detectarse fácilmente o dentro de una zona relativamente delgada
ver Gráfica 4.17. El movimiento puede ser progresivo, o sea, que no se inicia
simultáneamente a lo largo de toda, la que sería, la superficie de falla. Los deslizamientos
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pueden ser de una sola masa que se mueve o pueden comprender varias unidades o
masas casi-independientes.
Los deslizamientos pueden obedecer a procesos naturales o a desestabilización de masas
de tierra por el efecto de cortes, rellenos, deforestación, etc. (Suárez J. , 1998).
Gráfica 4.17 Deslizamientos en suelos blandos (Suárez J. , 1998).
Los deslizamientos se pueden a su vez dividir en dos subtipos denominados
deslizamientos rotacionales y transnacionales o planares. Esta diferenciación es
importante porque puede definir el sistema de análisis y estabilización a emplearse.
4.2.2.4.1 Deslizamiento Rotacional
En un deslizamiento rotacional la superficie de falla es formada por una curva cuyo centro
de giro se encuentra por encima del centro de gravedad del cuerpo del movimientover
Gráfica 4.18.
Visto en planta el deslizamiento posee una serie de agrietamientos concéntricos y
cóncavos en la dirección del movimiento. El movimiento produce un área superior de
hundimiento y otra inferior de deslizamiento generándose comúnmente, flujos de
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materiales por debajo del pie del deslizamiento. En muchos deslizamientos rotacionales se
forma una superficie cóncava en forma de "cuchara". Generalmente, el escarpe debajo de
la corona tiende ha ser semi- vertical, lo cual facilita la ocurrencia de movimientos
retrogresivos. El movimiento aunque es curvilíneo no es necesariamente circular, lo cual
es común en materiales residuales donde la resistencia al corte de los materiales aumenta
con la profundidad.
En la cabeza del movimiento, el desplazamiento es aparentemente semi-vertical y tiene
muy poca rotación, sin embargo se puede observar que generalmente, la superficie
original del terreno gira en dirección de la corona del talud, aunque otros bloques giren en
la dirección opuesta.
Los deslizamientos rotacionales en suelos generalmente tienen una relación Dr/Lr entre
0.15 y 0.33 (Skempton y Hutchinson 1969 en Suárez, 1998).
Gráfica 4.18 Deslizamiento rotacional típico (Suárez J. , 1998).
Frecuentemente la forma y localización de la superficie de falla está influenciada por las
discontinuidades, juntas y planos de estratificación. El efecto de estas discontinuidades
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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debe tenerse muy en cuenta en el momento que se haga el análisis de estabilidad VER
Gráfica 4.19, Los deslizamientos estrictamente rotacionales ocurren usualmente, en suelos
homogéneos, sean naturales o artificiales y por su facilidad de análisis son el tipo de
deslizamiento más estudiado en la literatura.
En zonas tropicales este tipo de suelos no es común y cuando existe rotación, la superficie
de falla es usualmente curva pero no circular; Sin embargo, en zonas de meteorización
muy profunda y en rellenos de altura significativa algunas superficies de falla pueden
asimilarse a círculos.
Gráfica 4.19 Efectos de la estructura en la formación de deslizamientos a rotación (Suárez J. , 1998).
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Dentro del deslizamiento comúnmente, ocurren otros desplazamientos curvos que forman
escarpes secundarios y ocasionalmente ocurren varios deslizamientos sucesivos en su
origen pero que conforman una zona de deslizamientos rotacionales independientes.
Los deslizamientos rotacionales, constituyen los tipos de movimiento más frecuentes en
las carreteras Colombianas (entre el 40% y 60%). Afectan principalmente los depósitos de
coluvión en las zonas sedimentarias del terciario y cretáceo, los regolitos de procedencia
ígneo-volcánica de la Cordillera Central Colombiana, los coluviones y suelos residuales
volcánicos de la era cenozoica (Montero, Beltrán, & Cortés, 1987).
4.2.2.4.2 Deslizamiento de traslación
En el deslizamiento de traslación el movimiento de la masa se desplaza hacia fuera o
hacia abajo, a lo largo de una superficie más o menos plana o ligeramente ondulada y
tiene muy poco o nada de movimiento de rotación o volteo ver Gráfica 4.20 Los
movimientos translacionales tienen generalmente, una relación Dr/Lr de menos de 0.1. La
diferencia importante entre los movimientos de rotación y traslación está principalmente,
en la aplicabilidad o no de los diversos sistemas de estabilización (Suárez J. , 1998).
Sinembargo, un movimiento de rotación trata de autoestabilizarse, mientras uno de
traslación puede progresar indefinidamente a lo largo de la ladera hacia abajo. Los
movimientos de traslación son comúnmente controlados por superficies de debilidad tales
como fallas, juntas, fracturas, planos de estratificación y zonas de cambio de estado de
meteorización que corresponden en términos cuantitativos a cambios en la resistencia al
corte de los materiales o por el contacto entre la roca y materiales blandos o coluviones.
En muchos deslizamientos de traslación la masa se deforma y/o rompe y puede
convertirse en flujo.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 199 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
Los deslizamientos sobre discontinuidades sencillas en roca se les denomina
deslizamientos de bloque, cuando ocurren a lo largo de dos discontinuidades se le conoce
como deslizamiento de cuña y cuando se presentan sobre varios niveles de una familia de
discontinuidades se le puede denominar falla en escalera.
Gráfica 4.20 Deslizamiento de translación tipo, (Suárez J. , 1998).
La profundidad del perfil de meteorización depende no sólo de las características de la
roca y del medio ambiente, sino también, de la pendiente del terreno; en las zonas de
pendiente alta, los perfiles son poco profundos y los materiales tienden a ser granulares,
mientras en las zonas de pendiente suave, los perfiles son más profundos y los materiales
más arcillosos. Este proceso puede controlar el tipo de deslizamiento superficial que se
genera en las pendientes altas y profundas, en las pendientes medianas. En las zonas de
pendiente fuerte predominan los deslizamientos de traslación y flujos y en las de pendiente
suave, los deslizamientos de rotación o compuestos, (Wesley L. , 2009).
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Gráfica 4.21 Deslizamientos en taludes verticales de suelos aluviales (Wesley L. D., 1998)
Los deslizamientos translacionales ocurren con mayor frecuencia en taludes de pendientes
moderadas de rocas cristalinas, sobre las que se han desarrollado saprolitos
heterogéneos. Como consecuencia del grado de meteorización se presenta una relativa
anisotropía en la dirección normal del talud, lo cual permite la separación de masas
tabulares que se separan traslacionamente (Montero, Beltrán, & Cortés, 1987).
4.2.2.5 Esparcimiento lateral
En los esparcimientos laterales el modo de movimiento dominante es la extensión lateral
acomodada por fracturas de corte y tensión. El mecanismo de falla puede incluir
elementos no solo de rotación y translación sino también de flujo, ver Gráfica 4.22.
Generalmente, los movimientos son complejos y difíciles de caracterizar. La rata de
movimiento es por lo general extremadamente lenta. Los esparcimientos laterales pueden
ocurrir en masas de roca sobre suelos plásticos y también se forman en suelos finos, tales
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
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como arcillas y limos sensibles que pierden gran parte de su resistencia al remoldearse
(Suárez J. , 1998).
Gráfica 4.22 Esquema de un esparcimiento lateral (Suárez J. , 1998).
La falla es generalmente progresiva, o sea, que se inicia en un área local y se extiende.
Los esparcimientos laterales son muy comunes en sedimentos glaciales y marinos pero no
los son en zonas de suelos tropicales residuales. Se deben distinguir dos tipos así:
Movimientos distribuidos en una extensión pero sin una superficie basal bien definida de
corte o de flujo plástico. Esto ocurre predominantemente en rocas, especialmente en las
crestas de serranías. La mecánica de este movimiento no es bien conocida.
Movimientos que envuelven fracturas y extensión de roca o suelo, debido a licuación o
flujo plástico del material subyacente. Las capas superiores pueden hundirse, trasladarse,
rotarse, desintegrarse o pueden licuarse y fluir.
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4.2.2.6 Flujo
En un flujo existen movimientos relativos de las partículas o bloques pequeños dentro de
una masa que se mueve o desliza sobre una superficie de falla. Los flujos pueden ser
lentos o rápidos, ver Gráfica 4.23, así como secos o húmedos y los puede haber de roca,
de residuos o de suelo o tierra.
Los flujos muy lentos o extremadamente lentos pueden asimilarse en ocasiones, a los
procesos de reptación y la diferencia consiste en que en los flujos existe una superficie
fácilmente identificable de separación entre el material que se mueve y el subyacente,
mientras en la reptación la velocidad del movimiento disminuye al profundizarse en el
perfil, sin que exista una superficie definida de rotura.
La ocurrencia de flujos está generalmente, relacionada con la saturación de los materiales
subsuperficiales. Algunos suelos absorben agua muy fácilmente cuando son alterados,
fracturados o agrietados por un deslizamiento inicial y esta saturación conduce a la
formación de un flujo.
Algunos flujos pueden resultar de la alteración de suelos muy sensibles tales como
sedimentos no consolidados.
Recientemente se han realizado estudios para cuantificar el nivel de lluvias que se
requieren para producir flujos y es frecuente la ocurrencia de los flujos simultáneamente
en sitios diferentes, dentro de una misma formación en el momento de una determinada
lluvia de gran intensidad o de un evento sísmico, (Suárez J. , 1998).
4.2.2.6.1 Flujo en roca
Los movimientos de flujo en roca comprenden las deformaciones que se distribuyen a lo
largo de muchas fracturas grandes y pequeñas. La distribución de velocidades puede
simular la de líquidos viscosos. Este tipo de movimiento ocurre con mucha frecuencia en
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zonas tropicales de alta montaña y poca vegetación, especialmente en la cordillera de los
Andes.
Se observa la relación de estos flujos con perfiles de meteorización poco profundos en los
cuales las fallas están generalmente, relacionadas con cambios de esfuerzos y lixiviación,
ocasionados por la filtración momentánea del agua en las primeras horas después de una
lluvia fuerte. Las pendientes de estos taludes son comúnmente muy empinadas (más de
45o).
Su ocurrencia es mayor en rocas ígneas y metamórficas muy fracturadas y pueden estar
precedidos por procesos de inclinación. Estos flujos tienden a ser ligeramente húmedos y
su velocidad tiende a ser rápida a muy rápida.
4.2.2.6.2 Flujo de residuos (Detritos)
Por lo general, un flujo de rocas termina en uno de residuos. Los materiales se van
triturando por el mismo proceso de flujo y se puede observar una diferencia importante de
tamaños entre la cabeza y el pie del movimiento. El movimiento de los flujos de detritos
puede ser activado por las lluvias, debido a la pérdida de resistencia por la disminución de
la succión al saturarse el material o por el desarrollo de fuerzas debidas al movimiento del
agua subterránea (Collins y Znidarcic, 1997 en Suárez, 2009).
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Gráfica 4.23 Flujos de diferentes velocidades Suárez (1998).
Los daños causados por los flujos de detritos abarcan áreas relativamente grandes. El
flujo típico de detritos es una honda larga de materiales sólidos y líquidos entremezclados,
que se mueve en forma constante a través de un canal con algunas ondas menores
superimpuestas que se mueven a velocidades superiores a aquellas del flujo mismo.
Cuando el canal es más pequeño que el flujo, se forman ondas horizontales o depósitos
laterales a los lados del canal.
4.2.2.6.3 Flujo de suelo
Los flujos de suelo también pueden ser secos y más lentos de acuerdo a la humedad y
pendiente de la zona de ocurrencia. En zonas de alta montaña y desérticas ocurren flujos
muy secos, por lo general pequeños pero de velocidades altas.
4.2.2.6.4 Flujos de lodo
Dentro de los flujos de tierra están los ―flujos de lodo‖, en los cuales los materiales de
suelo son muy finos y las humedades muy altas y ya se puede hablar de viscosidad
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propiamente dicha, llegándose al punto de suelos suspendidos en agua. Los flujos de lodo
poseen fuerzas destructoras grandes que dependen de su caudal y velocidad.
Un flujo de lodo posee tres unidades morfológicas: un origen que generalmente es un
deslizamiento, un camino o canal de flujo y finalmente una zona de acumulación. El origen
consiste en una serie de escarpes de falla o deslizamientos de rotación o translación, el
camino o canal es generalmente un área estrecha, recta o una serie de canales a través
del cual fluye el material viscoso, el ancho, profundidad y pendiente del camino del flujo
varía de acuerdo a las condiciones topográficas y morfológicas. La zona de acumulación
es generalmente, un área de menor pendiente en la cual el flujo pierde velocidad y forma
un abanico de deposición.
4.3 Análisis Sistémico de la estabilidad de taludes en suelos
residuales (ANEXO)
Con el fin de determinar la relación entre los diferentes factores que condicionan la
estabilidad de los taludes en los suelos residuales, se aplicó en este trabajo de grado una
metodología de análisis sistémico presentado en el Anexo I.
Se decidió realizar esta metodología ya que permite analizar cada elemento e
interrelacionarlo con todos los eleméntenos en el sistema con el fin de comprender y
explicar los factores que influencian la estabilidad de los taludes en rocas y en suelos
residuales.
Para desarrollar este análisis se ubican en la diagonal principal los factores que se van a
interrelacionar, una vez están ubicados estos factores sobre la diagonal principal de la
matriz, se escribe la influencia que hay entre los factores que se encuentran
horizontalmente y verticalmente sobre la diagonal principal (sólo donde se encuentran en
la matriz triangular superior), para mayor claridad se puede ver un ejemplo en la Gráfica
4.24.
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FACTOR A
interrelación entre el factor A y el factor B
interrelación entre el factor A y el factor C
FACTOR B
interrelación entre el factor B y el factor C
FACTOR C
Gráfica 4.24 Análisis sistémico. Ejemplo de ubicación de los elementos en la matriz
Como fue explicado previamente, los recuadros de color gris oscuro están ubicados en la
diagonal principal de la matriz, en el ejemplo llevan por nombre Factor A, Factor B, Factor
C. estos factores regirán la matriz, serán los diferentes factores o elementos que serán
analizados e interrelacionados.
Sobre la diagonal principal se ubican los factores que condicionan el comportamiento.
Estos son: microestructura, macroestructura, fábrica, meteorización química,
meteorización física, meteorización biológica, resistencia al corte, succión, cambio de
volumen, humedad y finalmente como estos factores producen el deslizamiento en rocas
o en suelos residuales.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 207 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
Gráfica 4.25 Análisis sistémico. Ejemplo de interrelación de los elementos en la matriz
Con el fin de organizar los factores que condicionan el comportamiento. Se dividen en tres grandes grupos (La estructura, la meteorización y el comportamiento) estos se encuentran localizados en la primera fila de la matriz y con el fin de ofrecer mayor claridad en la Gráfica 4.26 se ha resaltado su ubicación encerrándolos dentro de un circulo de color azul.
Estos grandes grupos se subdividen en los elementos que lo componen, y se encuentran
ubicados en la diagonal principal, para mayor claridad en la Gráfica 4.26 se presentan los
elementos encerrados en un círculo de color amarillo.
La estructura se subdivide en la microestructura, la macroestructura y la fábrica.
La meteorización se subdivide en: química, física y biológica.
Con el fin de establecer el comportamiento que condicionan estos factores se
han establecido algunos de los factores más representantes (resistencia al corte,
succión, cambio de volumen y humedad).
David E Agudelo B
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Debido a que la estabilidad en suelos residuales está condicionada principalmente por el
origen del suelo, es decir de la roca parental, este análisis se realizó para los tres tipos de
roca parental (Ígnea, Metamórfica y Sedimentaria), estas determinan mayormente su
comportamiento, ya sea del suelo, o de la roca una vez esta es meteorizada. Por lo que;
como se puede apreciar en la Gráfica 4.26 en la primera columna se organizan tres
matrices con su respectivo análisis para cada tipo de roca, ver la Gráfica 4.26 resaltado
con color rojo.
Finalmente en la última columna ―Deslizamientos‖ se interrelacionan todos los factores
que se tuvieron en cuenta y que condicionan la estabilidad de los taludes o laderas en los
suelos residuales o en las rocas.
Es importante aclarar que no todas las casillas se pueden completar, debido a que hay
factores que no tienen influencia entre sí.
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 209 de 220 Deslizamientos en suelos residuales
Gráfica 4.26 Esquema de la estructura de Análisis Sistémico
David E Agudelo B
Página 210 de 220 Conclusiones
5 CONCLUSIONES
Con el fin de analizar la influencia de los factores geológicos y geomorfológicos en la
inestabilidad de los taludes en suelos residuales y en rocas, primero se estableció un
marco teórico donde se presenta el origen de los suelos enfocados al comportamiento
que resulta de la meteorización de la roca materna, esto debido a que no es posible
establecer un único mecanismo de falla el cual es necesario para determinar la estabilidad
de los taludes, por lo cual se hizo necesario hacer una profunda investigación para
comprender completamente el comportamiento de estás rocas después de tener procesos
de meteorización para poder llegar a hablar del origen del cual provienen. Esto se hizo
debido a que un suelo residual proveniente de una roca ígnea tiene comportamientos
diferentes a un suelo residual proveniente de una roca sedimentaria o metamórfica y
viceversa.
Por esto fue necesario analizar factores endógenos como aquellos que son heredados de
la roca parental o de diferentes suelos, asimismo los minerales presentes en rocas y
suelos que producen diferentes comportamientos, y factores exógenos como el clima, la
localización, el grado y tipo de meteorización que sufren, la organización en la matriz en la
cual el suelo se establece, y de otros factores que juegan un papel importante en el
comportamiento (humedad, anisotropía, alteración, historia de esfuerzos, etc.) y por ende
intervienen en la estabilidad de los taludes.
La presente monografía tiene en consideración a lo largo de la misma, cómo las rocas se
transforman debido a los diferentes tipos de meteorización: biológica, química y mecánica,
las diferentes clasificaciones que se producen debidas a la meteorización, la clasificación
de los suelos, y los factores que controlan los deslizamientos en el suelo.
Todo esto fue necesario acuñarlo, junto con el análisis de más de 300 papers donde se
analizaron diferentes factores afectados por la meteorización y como estos influían en la
Influencia de los Procesos de Meteorización en la Estructura del Suelo y la Estabilidad de Taludes
Página 211 de 220 Conclusiones
estabilidad. Con el fin de determinar una buena y juiciosa interrelación entre estos
factores, para finalmente estimar una relación entre la microestructura, la macroestructura
y la fábrica que condicionan los procesos de inestabilidad. Para finalmente sintetizar
presentar en el ANEXO I.
David E Agudelo B
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